專利名稱：反射剪切波地震方法
技術(shù)領(lǐng)域：
本發(fā)明是屬于一般的石油和天燃?xì)饪碧筋I(lǐng)域，特別是關(guān)于利用各向異性層上的表面反射剪切波進(jìn)行地震勘探的方法。
識別和開發(fā)煤床的甲浣資源變得越來越重要。為達(dá)到這一目的，就需要有助于煤層及其厚度，幾何構(gòu)造，巖性學(xué)，結(jié)構(gòu)和紋地預(yù)鉆探識別方法。在特殊的地點，先后的鉆探，開采和其它地質(zhì)研究可以提供這些信息，但是，許可開采的區(qū)域常常位于已有礦區(qū)和芯孔位置之外。除此之外，這些煤層參數(shù)中橫向迅速變化的蘊(yùn)藏量也意味著這些傳統(tǒng)的數(shù)據(jù)太稀疏以致不能提供出許可開采的煤資源的恰當(dāng)面貌(見Henson，Jr.，H.和J.L.Sexton的“采用高解析地震反射方法預(yù)礦研究淺煤層”，地球物理學(xué)，56，(9)，第1494-1503頁，1991)。
地震覆蓋在揭示局部細(xì)節(jié)中可以起著重要作用。壓縮波地震數(shù)據(jù)已經(jīng)被采礦業(yè)用來提供有關(guān)煤層埋藏位置、厚度，幾何構(gòu)造和結(jié)構(gòu)的信息，從而指導(dǎo)開采活動(見Gochioco，L.M.和S.A.Cotten的“采用高解析地震反射技術(shù)定位地下煤礦中的斷層”，地球物理學(xué)，54，(12)，第1521-1527頁，1989；Gochioco，L.M.的“來自薄床和煤層的轉(zhuǎn)動效應(yīng)和干涉反涉”，地球物理學(xué)，56，(8)，第1288-1295頁，1991；以及Gochioco，L.M.的“在由煤層包圍的薄層介質(zhì)中的干涉反射的模型研究”，地球物理學(xué)，57，(9)，第1209-1216頁，1992；poole，G.G.Duncan、L.Leung的“用于煤勘探的水平斷錯垂直地震斷面勘查”，“SEG 1991 Exp.Abs.，第562-563頁；以及urosevic，M.、B.J.Evans、以及P.J.Hatherly的“三維地震方法在煤層精細(xì)斷層探測中的應(yīng)用”，SEG 1992 Exp.Abs.，第254-256頁)。通常采礦業(yè)的目的是避開完全的割理和完全斷裂的煤層以便減少煤層甲浣滲透進(jìn)煤礦中從而增加長墻操作的安全性。相反，高割理和裂紋區(qū)卻對鉆探孔的煤層甲烷生產(chǎn)有益(見Ting，F(xiàn).T.C.的“在煤床中的割理的起源和隔開”，壓力容器技術(shù)雜志，第624-626頁，1977；Ayoub，J.、L.Colson、D.Johnston、J.Levine的“學(xué)會生產(chǎn)煤床沼氣”，油田概覽，第27-40頁，1991)；Gash，B.W.的“用于煤床沼氣生產(chǎn)的煤中‘巖性’的測量”，SPE 22909_，1991，第221-230頁；以及Gash，B.W.、R.F.Volz和J.M.Corgan的“割理取向和約束壓力在煤的割理多孔性、滲透性以及相對滲透性方面的影響”，1993年國際煤床沼氣發(fā)展研討會，1993年5月17日至21日，第247-255頁)。
既然割理和裂紋的存在是所希望的，因此那些在鉆探前可從遠(yuǎn)處識別這些裂紋和割理的方法將對煤層甲烷資源的優(yōu)化經(jīng)濟(jì)開采提供潛力。
曾經(jīng)發(fā)展了一種識別裂紋和裂紋區(qū)集氣點的剪切波方法(見Thomsen，L.的“在方位角各向異性介質(zhì)方面的反射地震學(xué)”，地球地理學(xué)，53，(3)，第304-313頁，1988；以及Alford，R.M.，的“在方位角各向異性存在時的剪力數(shù)據(jù)”，SEG公約擴(kuò)展的摘要，第476-479頁，1986)，該方法并被應(yīng)用于有裂紋的碳質(zhì)碎巖中(見Mueller，M.C.的“采用多分量剪切波表面地震作為水平鉆探的前驅(qū)波預(yù)測斷裂強(qiáng)度的橫向變異性”，地球地理學(xué)國際雜志，107，(3)，第387-408頁，1991)。
在推廣這些原始技術(shù)過程中，面臨的主要挑戰(zhàn)是來自煤層的三個特性，即
煤層的薄層特性(相對于典型的地震波長度)
煤層極低的聲阻(該聲阻導(dǎo)致反系數(shù)比典型的沉積層大五倍)
對于對裂紋敏感的波，這一阻抗在強(qiáng)裂紋區(qū)域甚至減少的更低
這一事實。
當(dāng)煤層在一個煤層系(CBS)中垂直堆疊時，這三個特性就同時存在，因此層間的多次復(fù)合可導(dǎo)致極有害的煤層反射并在CBS中產(chǎn)生不可解釋的地震波震幅。(見Pietsch，K.和R。Slusarczyk的“高解析地震探測法在波蘭煤礦中的應(yīng)用”，地球地理學(xué)，57，(1)，第171-180頁，1992；Gochioco，L.M.的“來自薄床和煤層的轉(zhuǎn)動效應(yīng)和干涉反射”，地球地理學(xué)，56，(8)，第1288-1295，1991；以及Gochioco，L.M.的“在由煤層圍繞著的薄層介質(zhì)中的干涉反射的模型研究”，地球地理學(xué)，57，(9)，第1209-1216頁，1992)。因此，傳統(tǒng)剪切波旋轉(zhuǎn)和震幅技術(shù)的任何推廣都應(yīng)適應(yīng)于這些地震波的挑戰(zhàn)。
此外，裂紋引起的各向異性的理論，只對于單組環(huán)形裂紋的特殊情況研究得比較透徹。通常文獻(xiàn)中討論的單組環(huán)形裂紋引起的各向異性是由Hudson給出(見Hudsonm，J.A.的“斷裂固體的整體特性”，MathProc.Camb.phil.Soc.，88，第371頁，1980年)。Thomsen(見Thomsen，L.的“在多孔巖石中因裂紋對齊而產(chǎn)生的彈性各向異性”，歐洲協(xié)會勘探地球地理學(xué)公約摘要，53，第244-245頁，(1991)；Geoph.Prospctg.，第＿-＿頁，1995)指出如果裂紋是存在于一多孔巖石中(相對于實體而言)，那么多孔性對各向異性起作用，即使(按照定義)對各向異性沒有更優(yōu)先的方位。這一現(xiàn)象的發(fā)生是由于在地震頻率點，裂紋和孔中流體間的流體壓力的平衡。這一現(xiàn)象的普遍性由Rathore等的試驗所證實(見Rathore，J.S.、Fjaer，E.、Holct，R.M.、Renlie，L.的“具有受控制斷裂幾何形狀的人工合成沙奪的聲學(xué)各向異性”，Geoph.Prospctng，，第＿-＿頁，1995)。
因此，當(dāng)前對裂紋引起的各向異性的認(rèn)識明顯不充分，至少需要推廣到水平長、垂向短的正交裂紋組。相信帶裂紋的集氣點的直接探測要比間接探測更可取。Thomsen通過分析地震剪切波的極化方向來直接探測方位各向異性這一課題作過一個介紹(見Thomsen，L.的在方位角各向異性介質(zhì)的反射地震學(xué)，53，(3)，第304-313頁，1988，以及所引用的參考資料)。裂紋的間接探測(例如，采用超常的P波方法，探測近地表下構(gòu)造并假設(shè)這些構(gòu)造一定引起裂紋)，由于其在特點，很難令人滿意。當(dāng)然，這種直接探測依整于裂紋引起的方位各向異性的探測。然而，采用P-波進(jìn)行方位各向?qū)缘奶綔y在歷史上其它裂紋工作中(例如，Austin Chalk)還沒有成功過；因此，對在CBS范圍內(nèi)的應(yīng)用能否成功還不容樂觀。
由于大部分巖石是方位各向?qū)缘模虼?，一般來說，垂直傳播的剪切波并不按照波源建立的極化來傳。而是，向量分解成兩個垂直傳播的波，兩個波(在相當(dāng)近似的程度上)相互正交極化，且傳播速度不同。一般來說，這兩個波極化方向既不是橫線方向也不是順線方向；而是由巖石不是由源確定的特殊極化方向。(熟悉這門學(xué)科的人會知道自然界很少存在“SH”和“SV”波；這兩種波主要存在于教課書中！)
在最簡單情況下(其中方位各向異性是由另外的各向同性的基質(zhì)中的單組垂直裂紋或割理引起)，垂直傳播波的兩個特殊的極化方向是沿著裂紋并垂直于裂紋的。當(dāng)然，兩個都與傳播方向成橫向并且傳播速度不同，因此剪切波分裂開。各向異性(即，在這種情況中根據(jù)方向的不同速度的不同以及極化方向的不同)可定義為
(即垂直傳播的剪切波其與裂紋平行(‖)的極化波和與裂紋垂直(⊥)的極化波速度的相對差)由于V1比V⊥大，γ為正。選擇的記號與Thomsen一致(見Thomsen，L.的“弱彈性各向異性”，地球地理學(xué)，51，(10)，第1954-1966頁，1986)。
兩個波向下獨立傳播，在交界面(這里假設(shè)為水平)反射開并回到表面，在表面記錄下兩個波。一般來說，橫線接收器可接收到兩個來波；順線接收器也同樣可做到。一般來說，無論源方向是順線還是橫線，都有上述結(jié)果；源的方位僅影響依賴于向量三角形分解的兩個模式的相對激勵。
常規(guī)的多源/多接收器(MS/MR)采集(具有順線和橫線，順線和橫線接收器)可得到四個軌跡，這些軌跡構(gòu)成帶有依賴于時間的分量的2×2張量S。選擇“x”作為順線方向(由于通常把X-Z作為橫截面方向，這樣顯得更自然，)選擇“y”作為橫線方向，其指標(biāo)為通常的方式(x，y)＝(1，2)，那么順線源，順線接收器的軌跡記作s11(t)。那么橫線/橫線軌跡就為S22(t)，不匹配的源和接收器的軌跡，為s12(t)和s21(t)，位于非角線元。
一般說，如果兩種剪切模式間的延遲不可忽略但比波列持續(xù)時間小，那么(兩種模式間)復(fù)雜的干涉就會出現(xiàn)在四個軌跡的每一個上，導(dǎo)致對軌跡解釋的困難。但是在源與巖石的兩個特殊方向重合的特殊情況，只有一個波被激起。例如，如果順線源碰巧與“快”方向平行，那么只有快模式被激起，它被順線接收器記錄而不匹配接收器接收不到信號。另一模式只能被橫線源激起并且只能由橫線接收器接收。
由于四個觀測到的軌跡sij(通常不可解釋)是一張量，它可以通過張量旋轉(zhuǎn)操作；旋轉(zhuǎn)到一與巖石特殊方向重合的新座標(biāo)系中。Alford(見Alford，R.M.的“在方位角各向異性存在時的剪力數(shù)據(jù)”，SEG公約擴(kuò)展摘要，第476-479頁，(1986)和美國專利4,817,061；4,803,666；5,029,146以及4,903,244)，指出，通過MS/MR旋轉(zhuǎn)技術(shù)(該技術(shù)以他的名字命名)，可以(從四個不可解釋的軌跡中)計算出
*一個“快”軌跡(標(biāo)記為22，

圖1)，記錄了一個不受裂紋影響的剪切波(在一組垂直平行裂紋的簡單情況下)
*一個“慢”軌跡(標(biāo)記為11，圖1)，記錄了一個受裂紋強(qiáng)烈影響的剪切波；
*兩個近似為零的軌跡(標(biāo)記為12和21，圖1)。
Thomsen(見Thomsen.L.的在方位角各向異性介質(zhì)的反射地震學(xué)，地球地理學(xué)，53，(3)，第304-313頁，1988年)揭示了一種向量旋轉(zhuǎn)方法。Thomsen給出基本Alford方法和一個只采用一個極化源的備選方法的推導(dǎo)(即一個單元/多接收器，SS/MR技術(shù)，也見美國專利4,888,743和4,933,913)
這些旋轉(zhuǎn)方法假設(shè)在向下達(dá)到反射層整個深度上(可能除去幾個薄層)只有單一的各向異性軸方向。這意味著剪切模式只分裂一次。假設(shè)了垂直傳播，然而它是典型地應(yīng)用于堆疊軌跡的。這需要進(jìn)一步假設(shè)這樣的堆疊軌跡是減噪的垂直入射軌跡的合理近似。使旋轉(zhuǎn)方法可能正確的條件現(xiàn)在還不甚了解。
然而，Willis(見Willis，H.A.、Rethford，G.L.、Bielanski，E.的“方位角各向異性一剪切波數(shù)據(jù)質(zhì)量上的發(fā)生和影響”，SEG 1986 Exp.Abs.，第479頁，1986)指出，找出一個單一的(不隨深度變)不確定性在±10°左右，并滿足上述結(jié)果的旋轉(zhuǎn)角θ通常是可能的。典型地，將采集的四分量數(shù)據(jù)組(即順線，橫線/順線，橫線接收器)，用不同的角度(例如θ＝15°，30°，45°，60°，75°等)旋轉(zhuǎn)，選擇出旋轉(zhuǎn)后使非對向線分量極小化的角度。自動處理過程是可取的，但并不真真需要。
得到(即旋轉(zhuǎn)得到)的兩個對角軌跡(“主軌跡”)通常都象P波軌跡一樣容易解釋，(即，它們通常表現(xiàn)出好的反射層連續(xù)性，即使是大深度情況下。)與好的P-波數(shù)據(jù)一樣，這些軌跡可用傳統(tǒng)的剪切波處理方法(例如巖性學(xué)識別，亮點解釋等)來處理。此外，兩種軌跡間的比較通?？娠@示出一小的相應(yīng)反射層間的時間變化的延遲。在粗糙化的間隔上，延遲的增加作出了這一粗糙間隔上平均各向異性的一個量度，因此給出該間隔上裂紋的一個量度。
因此，可以說，旋轉(zhuǎn)以后，每個對角軌跡可讓人透過裂紋來勾劃出地質(zhì)構(gòu)造并利用剪切數(shù)據(jù)達(dá)到“傳統(tǒng)目的”。另一方面，兩個對角軌跡的差別也讓人看到了裂紋。這一差別(兩個相應(yīng)反射層間延遲時間的增加)的提供的一種各向異性(從而是裂紋)的量度的空間分辨度必然較差。
圖l顯示了這種方法在非常厚(70m)的煤層中應(yīng)用的可能情況主巖層是各向同性的，γ＝10％，勘察線垂直于于煤層裂紋。這當(dāng)然不是一個真實的構(gòu)造，但是這一例子說明了前面用于識別粗糙化層的各向異性的方法的原理(見Martin，M.和T.Davis的“剪切波雙折射估算斷裂礦藏的新工具”，前沿，6(10)，第22-28頁，1987)。第一個反射波(在0.25秒到達(dá))標(biāo)明了煤層的頂部位置；由于這些波路經(jīng)完全在碎覆蓋層(這里假設(shè)為各向同性)中，所以兩個主軌跡線11和22同時到達(dá)。第二個反射波(從厚煤層底部反射的波)中，“快”22軌跡到達(dá)的略早，表明煤層是方位各向異性。當(dāng)然，以毫秒計的延遲時間Δt取決于平均各向異性與層厚度(用毫秒表示)的積；對于下面討論的薄煤層系也有同樣的結(jié)果。在許多應(yīng)用中，各向異性要比圖1計算中采用的要小得多，因此相應(yīng)的垂直分辨度非常差。
Thomsen(見Thomsen，L.的方位角各向異性介質(zhì)的反射地震學(xué)，地球地理學(xué)，53，(3)，第304-313頁，1988)提出分裂剪切波正入射幅值的差異給出了反射層處各向異性(從而，裂紋強(qiáng)度差)突變的高可解量度。Thomsen的建議是一進(jìn)步，盡管其幅值(相對于到達(dá)時間)的不可靠性是眾所周知的，這是因為傳播時間方法的總的成功(通過旋轉(zhuǎn))證明各種分量的幅值在相互比較時的確有意義，雖然其絕對幅值本身沒有意義。Thomsen的建議由Mueller(見Mueller，M.C.的“采用多分量剪切波表面地震作為水平鉆探的前驅(qū)波預(yù)測斷裂強(qiáng)度的橫向可變性”，Geoph.J.Intlo，107，(3)，第387-408頁，1991)所證實，Muller發(fā)現(xiàn)在Texas中部的Austin Chalk，裂紋的高強(qiáng)度區(qū)可通過慢極化段的模糊點識別。
Thomsen的建議，在其最早的情形中，是基于正入射剪切波的反射。考慮一位于無裂紋的入射巖層(下標(biāo)為1)下的具有垂直向裂紋的反射巖層(下標(biāo)為2)，快模式(極化的‖于裂紋)的反射系數(shù)為1。剪切速度V21(為快剪切波，極化方向平行于裂紋)不受裂紋的影響，因此，對于Austin Chalk例子，V21是比V1大的數(shù)，為上層頁巖的剪切速度。此外，在這一范圍內(nèi)，P2＞P100因此，在Mueller的證實文獻(xiàn)(見Mueller，M.C.的“采用多分量剪切波表面地震作為水平鉆探的前驅(qū)波預(yù)測斷裂強(qiáng)度的橫向可變性”，Geoph.J.Intl.，107，(3)，第387-408頁，1991)中，R1是一大的(負(fù))數(shù)。方程2中前面的負(fù)號是由于剪切位移的習(xí)慣符號引起(也參見Aki，K.和P.G.Richards的量子地震學(xué)理論和方法，W.H.Freeman & Co.，舊金山，1980)。
同樣，慢模式(極化的⊥于裂紋)的反射系數(shù)為
其中γ為剪切波各向異性。剪切速度V2⊥由于裂紋小于V21，因此V2⊥接近頁巖速度V1，(例如，前面引用的Mueller的Austin Chalk情況)。因此，在裂紋強(qiáng)的那些地方，R⊥的絕對值較小(即較小的負(fù)數(shù))。如果γ在10％的量級，R1大約為5％，那么R⊥約為零(即，大約100％的衰減)。Mueller在慢(⊥)段中得到的“模糊點”，識別出強(qiáng)裂紋的集氣點，該點被以后的水平鉆探證實。
此外，封閉在碎沉積巖中的薄煤層是前面沒有提到的一種特殊情況。傳播時間方法和反射幅值方法均不完全令人滿意。傳播時間方法由于薄層幾何構(gòu)造常常導(dǎo)致煤層系內(nèi)短延遲回響間的復(fù)雜干涉而不能令人滿意，因此，除一些非規(guī)則的CBS外，頂部和底部的反射均不清晰。因此，測量到的煤層系上積累的時間延遲不可靠。反射幅值方法的失敗是由于薄的煤層構(gòu)造，也是由于煤層的非裂紋蓄積速度小于頂層巖石的剪切速度等其它原因。
因此，需要找到一種用于探測封閉在或鑲嵌在快沉積碎巖中的薄煤層示的增強(qiáng)的方位各向異性(從而增強(qiáng)的裂紋)區(qū)的地震特征。這一特征應(yīng)不依賴于薄煤層的細(xì)部幾何構(gòu)造，也不應(yīng)依賴于從原煤層上限定好的反射。此外，還應(yīng)當(dāng)認(rèn)識到煤層系內(nèi)內(nèi)部多復(fù)合Coda的復(fù)雜性。
本發(fā)明總的目的是提出一種利用煤層系(CBS)表面反射剪切波特征的過程和方法；
然而本發(fā)明的另一目的是提出一種利用煤層系各向異性特性來識別自然裂紋區(qū)的過程和方法。
本發(fā)明的一個目的是識別一個可用來表證CBS各向異性特征的參數(shù)，該數(shù)對煤層中各向異性的量值敏感，對煤層系內(nèi)各向異性材料的組成敏感，對各向異性層的厚度敏感，并且實際上不依賴于幾何構(gòu)造的細(xì)節(jié)。
本發(fā)明的另一目的(從廣義上說)是提供一種識別和勾畫地表層裂紋的過程和方法，從狹義上說也就是識別和勾畫煤層甲烷勘探中的集氣點的過程和方法。
本發(fā)明再一個目的是提供一種補(bǔ)嘗CBS的覆蓋層的各向異性的方法。
本發(fā)明的一個特殊目的是揭示煤的特性和其在煤層系中的幾何構(gòu)造是如何影響剪切波的特征以及這些特征的模型是如何導(dǎo)出補(bǔ)嘗煤層系覆蓋層各向異性和探測及評估割理方位的過程的。
按照本發(fā)明，實現(xiàn)了一種處理方位各向異性隨深度變化的地層上的表面反射數(shù)據(jù)的方法。在本發(fā)明的一個實施例中，這種方法包括下列步驟從一組多源和多接收器采集一剪切波數(shù)據(jù)堆積；將每個剪切波數(shù)據(jù)堆積的軌跡旋轉(zhuǎn)一相應(yīng)于數(shù)據(jù)堆積方位與最淺層方位各向異性方位之差的角度；確定最淺層各向異性方位的垂直變化方位。測量線層方位各向異性程度；完成數(shù)據(jù)堆積的層分離以獲得最淺層的主時間序列，其中層分離包括考慮方位各向異性而修正數(shù)據(jù)堆積的慢極化軌跡和數(shù)據(jù)堆積的混合極化軌跡的步驟；對最淺層下面的一層重復(fù)上述步驟；將上面形成的數(shù)據(jù)旋轉(zhuǎn)一相應(yīng)于下層的方位各向異性方向與最淺層方位各向異性方向之差度以識別下面層的方位各向異性主方向。
在本發(fā)明的一個特殊實施例中，分離方法包括下述步驟識別與慢剪切波極化方向重合的數(shù)據(jù)分量，識別與快剪切波極化方向一重合的數(shù)據(jù)分量以及識別與慢剪切波極化方向和快剪切波極化方向均不重合的不匹配數(shù)據(jù)分量，確定快剪切波軌跡和慢剪切波軌跡間的明顯的延遲，確定快剪切波和慢剪切波的自然極化方向，對與慢剪切波極化方向重合的數(shù)據(jù)分量做一靜平移；對既不與慢剪切波極地方向重合也不與快剪切波極化方向重合的分量做上述靜平移量一半的平移；對時間小于層底部的數(shù)據(jù)組分量靜噪。
本發(fā)明還揭示了一種量度和評估象煤層系這樣的地表層中各向異性的方法。在本發(fā)明的一特殊實施例中，這一方法包括步驟采集煤層系上的一個多分量表面反射地震剪切波數(shù)據(jù)組；將指明了極化變化的最淺層深度上的上述數(shù)據(jù)組的所有數(shù)據(jù)旋轉(zhuǎn)一由一煤層上指明了極化變化的最淺層所確定的方位角以建立該煤層中各向異性主方向；將指明了極化變化的最淺層深度下的數(shù)據(jù)組的所有數(shù)據(jù)從該煤層各向異性主方向旋轉(zhuǎn)開大約45°；獲取旋轉(zhuǎn)數(shù)據(jù)的混合不匹配極化軌跡中至少一個的包跡幅值的一個平均量度。
本發(fā)明的一個特殊實施例，揭示一種量度碳質(zhì)層系中各向異性的方法。該方法包括下列步驟通過對與慢剪切波極化方向一致的分量做一靜平移以對與慢剪切波極化方向和快剪切波極化方向均不一致的分量做上述靜平移量的一半的平移來分離極化變化指明了的層；將主時間序列數(shù)據(jù)組旋轉(zhuǎn)一相應(yīng)于最淺層方位各向異性方向與后一層方位各向異性方向之差的角度。其后，本發(fā)明的方法還可包括一附加的獲得快極化軌跡包跡幅值量度的步驟；將該數(shù)據(jù)組從主方向上旋轉(zhuǎn)開45°；獲取至少混合/不匹配極化軌跡中之一個的包跡幅值的量度；獲取快極化軌跡包跡平均幅值與混合/不匹配極化軌跡之一的包跡幅值的比值。
本發(fā)明所討論的情形(即封閉在碎沉積巖中的薄煤層)不同于前面所述兩種眾所周知的方法，(即傳播時間方法和反射幅值方法)，而是兩種方法的改進(jìn)。傳播時間方法不完全令人滿意，因為薄層幾何構(gòu)造常導(dǎo)致煤層系內(nèi)短延遲回響(“樁一腿”復(fù)合)間的復(fù)雜干涉，使得頂部和底部的反射(一般情況下)都不清晰，(雖然在一些CBS的特列下可能清晰)。因此，量測到的煤層系中傳播所積累的時間延遲不可靠。反射幅值方法失敗的原因是由于薄層幾何構(gòu)造，也還由于在這種情況下煤層的非裂紋蓄積速度小于覆蓋層巖石的該速度。并且，方程(2)中P2＜P1，使得R1很大且為正。對于⊥-極化，V2⊥甚至更小，使得R⊥甚至比R1還大。因此，裂紋區(qū)的集氣點導(dǎo)致慢⊥一段的亮點而不是模糊點。此外，由于無裂紋的(即固有的)反射系數(shù)如此大(R1約為5％，圖1)，使得小的γ值不能顯著改變幅值只能以一個定量方式改變。這一效應(yīng)在圖1中很明顯，其中頂部反射層的幅值對兩個極化方向都非常小。
本發(fā)明的許多其它優(yōu)點，從下面本發(fā)明的評細(xì)說明，實施例，權(quán)利要求書，以及附圖中就可明顯看到。
圖1為從各向同性基質(zhì)巖中的有裂紋煤床上采集的四分量多源/多接收器(MS/MR)數(shù)據(jù)的例子。
圖2為Narellan模型煤層的幾何說明。
圖3表示的為沿圖2所示Narellan模型煤層各向異性主軸所采集的四分量數(shù)據(jù)組。
圖4表示的為沿圖2所示Narellan模型煤層主斷裂走向的45°方向上所采集的四分量數(shù)據(jù)組。
圖5描述的是一個特殊的有興趣的區(qū)域的CBS特性較正曲線
圖6是Silesian模型煤層的幾何描述；
圖7表示的為沿圖6 silesian模型煤層裂紋方向的45°軸方向采集的四分量數(shù)據(jù)組。
圖8是San Juan模型煤層的幾何描述。
圖9表示產(chǎn)的為沿圖8 san Juan模型煤層斷裂方向的45°軸方向采集的四分量數(shù)據(jù)集。
圖10表示的是從帶有輕向異性并具有與煤層裂紋走向成30°角的有裂紋的覆蓋層的圖2 Narellan模型煤層中計算出的零偏移反射假想數(shù)據(jù)。
圖11和12表示的是圖10的原始數(shù)據(jù)相對于初始座標(biāo)系分別旋轉(zhuǎn)20°和30°度的結(jié)果。
圖13描述的是進(jìn)行了覆蓋層補(bǔ)償后的圖12的數(shù)據(jù)。
圖14表示了圖13軌跡的旋轉(zhuǎn)結(jié)果以尋找各向異性煤層主軸。
圖15表示的是為得到參數(shù)Ra，將圖14數(shù)據(jù)正則旋轉(zhuǎn)45°的結(jié)果。
圖16A，16B，16C表示的是原始數(shù)據(jù)，優(yōu)化旋轉(zhuǎn)數(shù)據(jù)和旋轉(zhuǎn)45°的分離數(shù)據(jù)。
附圖所表示以及下面將要詳細(xì)描述的是本發(fā)明的一個特殊實施例，但本發(fā)明可以有許多不同形式的實施例。應(yīng)當(dāng)認(rèn)識到，這里揭示的內(nèi)容是從例舉本發(fā)明原理的角度考慮的，并不想使本發(fā)明僅限于所例舉說明的具體實施例。
如圖2所示，煤層幾何構(gòu)造近似地模擬了澳大利亞新南威爾士(NSW)Narellan芯孔處最厚的40層煤床結(jié)構(gòu)。最厚的煤層位于地下大約3000英尺的頁巖和沙石處。在此盆地其它地方以及其它有興趣的盆地(例如，San Juan，Silesia)具有不同的煤層結(jié)構(gòu)(見圖6和圖8)。
沿圖2煤層主裂紋帶垂直方向，采集的一個MS/MR剪切線的四分量數(shù)據(jù)組結(jié)果(僅垂直傳播)表示在圖3中。假設(shè)各向同性覆蓋層γ＝20％并且x軸垂直于煤層的斷裂帶。最快的極化軌跡22由煤層的頂層反射(接近0.5秒)，接著是從煤層內(nèi)部反射的復(fù)雜的混合回響，而最底下煤層的反射則不清晰。本文中，雖然在各煤層內(nèi)部有復(fù)雜的回響，但它們都有同樣的極化。對應(yīng)于慢極化軌跡11的反射到達(dá)時間是相同的(因為在本模型中覆蓋層是各向同性的)，并且也跟隨著一個復(fù)雜的回響(細(xì)節(jié)不同)。不諧調(diào)軌跡12和21在這種特殊的采集環(huán)境中如上所示均為零。如果沒有一點裂紋，這些軌跡將類似，而不管線的方向如何，并且所顯示的兩個軌跡是一致的而不只是類似。
沿與主裂紋走向相交45°的線上，同樣的采集結(jié)果表示于圖4。順線/順線軌跡11含有快模式和慢模式二者的成份，信號比圖3更復(fù)雜。
橫線/橫線軌跡22也有與上相同的特點。直觀來說，圖3與圖4最明顯的區(qū)別是不匹配軌跡的強(qiáng)信號，該信號總體幅度可與對角線軌跡的信號相比。這一現(xiàn)象的出現(xiàn)是因為快模式和慢模式都在煤層內(nèi)回響，但它們不同的速度使這些回響相互不匹配。由于這些不匹配的回響，不匹配向量分量不能自動的相互抵消，結(jié)果造成一個強(qiáng)的合成信號。對于這一方位的線，兩種模式在順線和橫線兩個方向都有向量分量，因此都顯示出不匹配軌跡。
在另一文章中，Alford(見Alford，R.M.的在方位角各向異性存在時的剪切數(shù)據(jù)，SEG公約擴(kuò)展摘要，(1986)第476-479頁)指出MS/MR數(shù)據(jù)集中不匹配軌跡的高能量是方位各向異性的靈敏的指示。在那里所指的各向異性位于覆蓋層中。這里，覆蓋層是各向同性；所指的各向異性位于煤層內(nèi)。因此這些不匹配軌跡的能量值是煤層各向異性的量度，因此也就是斷裂強(qiáng)度的量度。
當(dāng)然，實際上不必沿與(初始未知)的裂紋走向成45°的線上采集數(shù)據(jù)?？梢匝厝我环奖愕木€采集數(shù)據(jù)并對數(shù)據(jù)做數(shù)值旋轉(zhuǎn)以找到能產(chǎn)生最近似圖3結(jié)果的角度。這一方法建立了裂紋走向相對地圖坐標(biāo)系的方向。接著旋轉(zhuǎn)45°就產(chǎn)生圖4的等效結(jié)果，這里不匹配軌跡的幅度成為斷裂強(qiáng)度的一個量度。我們可以預(yù)想斷裂強(qiáng)度將各處不相同，因此這為直接探測斷裂點提供了一種量度，一種地震特征或一種診斷方法。特別是，不匹配軌跡12或21(位于45°)的包跡幅度可看作是煤層平均各向異性(和厚度)的一個好的量度。這一不匹配軌跡是沿各向異性主軸采集的主軌跡11和22(見圖3)之差的直接函數(shù)。在沒有方位各向異性情況下，主軌跡將是一致的，并且45°方向的不諧調(diào)軌跡是零。為定義一個無量綱的平均CBS各向異性的量，將完全依賴于方位各向異性(見圖4)的不匹配軌跡的包跡幅值A(chǔ)12(45°)或A21(45°)用最佳方位的快軌跡的包跡幅值A(chǔ)22(0°)(該幅值完全獨立于這樣的各向異性，而依賴于煤層幾何結(jié)構(gòu)來正則化
當(dāng)然，幅值是CBS區(qū)域的平均值。只要Ra值大就意味著是一塊高各向異性(因此高斷裂強(qiáng)度)或大煤層厚度或二者皆有的區(qū)域。
模擬結(jié)果
剪切波地震在煤層斷裂探測上的應(yīng)用標(biāo)志著分離剪切波技術(shù)的一種新的適用領(lǐng)域。雖然上述這種方法是基于現(xiàn)場證明了的物理原理，但數(shù)值模擬可以深入了解這種效果的強(qiáng)度，它與煤層斷裂強(qiáng)度間的關(guān)系以及可能由覆蓋層引起的失真。
下面討論的人工剪切波地震反射是從Sydeny，silesian和San Juan盆地的典型煤層采集獲得。模型是從已有的聲波和強(qiáng)度曲線建立。雖然這些曲線提供了煤層的幾何構(gòu)造以及密度和垂直的P波和S波的速度，但煤層斷裂系統(tǒng)的參數(shù)仍很難量化。對煤層的穿透性起主要作用的貫穿裂紋(大的割理)太大不能通芯樣的測量來描述，因此模型中采用的斷裂特性必須假定。
在模擬中假設(shè)煤層的各向異性是由在所有煤層中具有相同方位的單個平行垂直裂紋系引起。在煤層中通常存在的第二個割理系所引起的復(fù)雜性將被忽。這一假設(shè)的結(jié)論將被檢驗。
模型中另一忽略的效應(yīng)是薄的水平層疊，這一層疊(在沒有裂紋情況下)在地震頻率上導(dǎo)致一種有效的具有垂直對稱軸的橫向各向同性介質(zhì)(垂直橫向各向同性即VTI)。對于垂直傳遞的剪切波VTI的存在可以合理地忽，但對于斜向入射波VTI會變得更重要。
在大部分例子中，覆蓋層模擬成均勻的各同同性層。但是對于具有方位各向異性的覆蓋層(或許方位各不相同)也做了考慮，并提出了這種覆蓋層對剪切波反射影響的一種修正方法。
眾所周知，純各向同性基巖中的單組平行裂紋使介質(zhì)橫向各向同性，其對稱軸垂直于裂紋平面。在現(xiàn)在的垂直裂紋情況下，對稱軸為水平向(水平橫向各向同性，即HTI)。均勻橫向各向同性的介質(zhì)可完全由其密度以及由Thomsen導(dǎo)出的五個彈性參數(shù)來描述(見Thomsen，L.的“弱彈性各向異性”，地球地理學(xué)，51，(10)，第1954-1966頁，1986)
*速度VP0(對于P波)和VS0(對于S波)方向為對稱軸方向(在這里為水平向)
*三個無量綱各向異性系數(shù)(ε，δ和γ)
本文中垂直傳播的剪切波的速度和幅值主要依賴于兩個參數(shù)S波速度(VS0)和各向異性參數(shù)γ，這些參數(shù)確定了垂直入射波剪切分高度(即方程1)。應(yīng)當(dāng)注意在彈性平面波的近似中，其它三個參數(shù)對垂直傳播波S波沒有影響。對于更真實的點源輻射情況，比率VP0/VS0，系數(shù)ε和δ通過緩慢表面的形狀影響剪切波幅值。然而，這些影響可認(rèn)為是次等重要的。因此，煤層各向?qū)有缘某潭瓤捎蓞?shù)γ來描述(即，說20％各向異性“意指γ＝0.2等等)。附錄A證明了γ正比的斷裂強(qiáng)度的值。
在所有模型中，下列參數(shù)用于基質(zhì)巖和煤
基質(zhì)巖(沙石)VP＝4.5km/s，VS＝2.65km/s，ρ＝2.37g/cm3
各向同性煤VP＝2.3km./s，VS＝1.045km/s，ρ＝1.39g/cm3
各向異性煤VP0＝2.3km/s，VS0＝883km/s，ρ＝1.39g/cm3
γ＝0.2；ε＝0；δ＝-0.16
模擬采用基于反射方法的全波形程序來完成(參見Garmany，J.的“在分層介質(zhì)中彈性動力學(xué)特征解析的一些特性”，Geoph.J.R.A.S.，78，565-569，1983)。這一程序計算位于自由表面的實際點源的反射響應(yīng)(包括所有可能的復(fù)合與轉(zhuǎn)換)下面討論的結(jié)果代表一個來自具有不同方向的點水平力的零偏移反射。采用的是拐角頻率為10，20，90和120Hz的Ormsby弱波。圖1中的以形狀接近于波源脈沖。采用有限元程序?qū)ζ渲幸粋€模形的計算檢驗了反射程序的精確性。兩種方法的結(jié)果表明是近似的，因此證明了我們的方法的精確性。
下面的討論主要集中在Narellan模(圖2)，該模型表示了Sydney盆地一個芯孔處煤床的幾何結(jié)構(gòu)。該模擬得出了下列結(jié)果
1.參數(shù)Ra對煤層的各向異性程度非常靈敏。參照圖2的Narellan模型，保持模型的幾何結(jié)構(gòu)和基巖參數(shù)不變，煤層各向異性程度(相應(yīng)地，斷裂強(qiáng)度)改變了。對于小的和中等的各向異性，參數(shù)Ra實際上正比于各向異性γ，對于γ＝0.15，Ra達(dá)到了23％。雖然，對于高各向異性，曲線開始平緩，但做為可操作的有用的各向異性的量度，可以認(rèn)為Ra(在最重要的范圍γ＝0到25％內(nèi)對各向異性足夠靈敏。無疑，對于γ＞0，1到0.15，Ra的值超過了噪聲水平，可以可靠地在現(xiàn)場測量到。
2.參數(shù)Ra對于煤的各向異性量，煤層內(nèi)各向異性材料的裂紋以及各向異性煤層的厚度相當(dāng)靈敏，但實際上獨立于煤層的幾何細(xì)節(jié)(即煤層的位置)。復(fù)合干涉特性不僅由煤層的彈性參數(shù)確定，而且由煤層的幾何結(jié)構(gòu)確定。如果煤層與主波長相比非常薄，并且互相非常接近，各層特性就會象一單個的均勻的層一樣，其有效參數(shù)由各層的彈性參數(shù)的平均值確定，而不依賴于各層的位置細(xì)節(jié)。然而，至今所考慮的模型還沒有超過這一長波長限制。
例I
為測試參數(shù)Ra對層結(jié)構(gòu)細(xì)節(jié)的靈敏度，將Narellan模型(圖2)每個煤層向上或向下(隨機(jī))移動1m，而不改變層的厚度以及其彈性參數(shù)。雖然每個波列的形狀改變了，但參數(shù)Ra保持相同(4％以內(nèi))。因此Ra作為各向同性的最度實際上不依賴于CBS的任何幾何細(xì)節(jié)。
例II
在另一測試中，所有煤層的厚度(在γ＝0.2的Narellan模型中)都增加20％。新模型的參數(shù)Ra相對原始模型的28.3％增加到40.5％。這并不感到奇怪，因為各向異性材料的裂紋的增加導(dǎo)致CBS內(nèi)快和慢模式間回響延遲的增大。因此，45°線上的不匹配軌跡的幅值變高(雖然各向異性煤層的裂紋對Ra的影響不是光滑的)。
當(dāng)然，很有可能對于CBS內(nèi)不同的煤層其各向異性的量也在變化。這些變化的影響可通過假定Narellano模型中所有奇數(shù)層(由上數(shù)1，3，5，……)γ＝5％，所有偶數(shù)層(2.4.5……)γ＝20％來檢驗。這樣模型的Ra值計算結(jié)果為11％，該結(jié)果更接近于均勻的5％的各向異性的結(jié)果(Ra＝8.7％)，而不是均勻的20％的各向異性結(jié)果(Ra＝28.3％)。這一現(xiàn)象可用前三層煤層(特別是第一層，Bulli層)對不匹配軌跡的最大振幅的影響來解釋。從原理上講，通過在移動的時間窗來計算參數(shù)Ra以獲得原始的依賴于深度的各向異性量度來改進(jìn)所提出的方法是可行的。
3.這一技術(shù)可以應(yīng)用于其它領(lǐng)域。曾經(jīng)對從波蘭的Silesian盆地以及科羅拉多和新墨西哥的San Juan盆地分別地的芯孔記錄所確定的煤層幾何構(gòu)造所表示的模型做過研究。在兩種模型中覆蓋層都假設(shè)為各向同性；為了比較，煤層中S-波的各向異性假設(shè)為20％。
Silesian模型(圖6和7)的剪切波特征非常近似于Narellan模型的剪切波特征(見圖2)，其參數(shù)Ra接受30％。對不匹配分量起主要作用的是靠近上部的幾個煤層。
San Juan模型(圖8和9)有點不同于前兩個模型。它含有幾個相對厚的煤層，該煤層引起“coda”波列中的低頻反射。由于在這些厚層中快和慢模式間時間延遲的增大，其對不匹配分量的作用也相對增大。與煤層各向異性程度相同的Narellan模型相比，Ra參數(shù)由28.3％達(dá)到了47％。不匹配軌跡上的最大能量是由最厚的幾個煤層產(chǎn)生。這一結(jié)果進(jìn)一步證實了Ra值不僅依賴于各向異性的程度而且依賴于CBS內(nèi)各向異性材料的裂紋的觀察結(jié)論。在定量分析中，對任何特殊區(qū)域的CBS特征建立類似于圖5的校正曲線可能是最好的方法。
4.覆蓋層的各向異性的影響可以修正。在前面所有例子中覆蓋層都假設(shè)為純各向同性。然而，由于上表層中普遍存在著方位各向異性(見Willis，H.A.、Rethford，G.L.，Bielanski，E.的“方位角各向異性一剪切波數(shù)據(jù)質(zhì)量的發(fā)生和影響”，SEG 1986 Exp.Abs.，第479頁，1986)，很可能CBS上的碎屑層也具有輕度裂紋，并且這一裂紋的方向很可能不同于煤層的割理方向。覆蓋層方位各向異性的存在顯著地改變了CBS的剪切波特征，這需要分開討論。
開始，計算了圖2但具有弱各向異性覆蓋層的Narellan模型的零偏移反射(圖10)。覆蓋層的γ參數(shù)是0.02，比煤層的γ參數(shù)(γ＝0.2)小10倍。雖然覆蓋層各向異性很弱，但由于其厚度，積累的延遲時間(在煤層頂部)卻很顯著(即大約10毫秒)。
在這一例子中，覆蓋層的裂紋方向與煤層的割理方向成30°。如圖3所示，圖10的合成數(shù)據(jù)是沿煤層各向異性主軸(x軸垂直于割理)采集。然而，在CBS時間窗中不匹配軌跡信號非常強(qiáng)，這在CBS上沒有各向異性覆蓋層的模型計算結(jié)果圖3中是不存在的。明顯這是前面分析方法的一個問題。
如果覆蓋層是各向異性的，入射S波方解成與覆蓋層裂紋(分別)成水平和垂直極化的快和慢模式。在最上層煤層頂部，兩種模式又分解成與煤層裂紋(割理)平行和垂直極化的兩個分量。這四種模式在CBS內(nèi)回響，引起柱-腿復(fù)合，并且(在它們返回表面時)在覆蓋層底部又分解。這形成了非常復(fù)雜的波場，這一波場不僅反映了煤層，也反映了覆蓋層裂紋的影響。
如果煤層的裂紋與覆蓋層相同，這一場面將大大減化。這種情況下，每個在覆蓋層分離的S波在煤層中只產(chǎn)生一個S波(具有相同極化的S波)，并且覆蓋層的影響被限制在一個附加的時間延遲內(nèi)。然而，這附加的延遲引起不匹配軌跡的非零信號，即使CBS是各向異性的，這是因為兩個波互不同相。因此，不分離出上層的各向異性上述簡單的方法就不能應(yīng)用。這一分析的最后結(jié)論是必須考慮覆蓋層的方位各向異性的效應(yīng)。下面的討論將表明覆蓋層和CBS裂紋方位不同的更一般的情況并不特別復(fù)雜。因此，這一層分離方法有廣泛的應(yīng)用，甚至超出CBM的范圍，這將在下一段分開討論。
總體上說，作為一種裂紋區(qū)集氣點的診斷方法，這一模擬方法表明地震特征/參數(shù)Ra確定是煤層系各向異性好的整體量度。雖然這一特征對CBS幾何構(gòu)造的細(xì)節(jié)不靈敏，但卻不僅依賴于煤層各向異性程度，而且還依賴于CBS內(nèi)各向異性物質(zhì)的裂紋。
各向異性方向沿垂直方向變化的模擬
Winterstein和Meadows(見Winterstein，D.F.和M.A.Meadows的“在Lost Hills礦場的剪切波極化和表面下應(yīng)力方向，地球地理學(xué)，56，第1331-1348頁，1991；以及美國專利5,060,203及5,060,204)曾提出一種層分離技術(shù)作為解決零偏移VSP中不同深度的裂紋方位的方法。他們認(rèn)為他們的VSP技術(shù)同樣可用于表面反射的范疇；但他們沒有給出例子。他們解釋為對于表面反射數(shù)據(jù)信噪比太低；并且如果各向異性改變方向的地層與強(qiáng)反射層不精確重合，這一技術(shù)的假設(shè)就失敗，且導(dǎo)致精度的損失。
雖然這兩個觀察結(jié)果是正確的，因為兩個分離模式之間的時間延遲隨傳播路徑逐漸發(fā)展(即，延遲并不在各向異性改變的地層立刻出現(xiàn))，但(各向異性改變的地層和反射層之間)精確的重合并不需要。除此之外，最近關(guān)于二極剪切各向異性記錄的經(jīng)驗(見M.C.Mueller的“Interpretation of Dipole Shear Anisotropy Log in a Thrust BeltSetting”，SEG擴(kuò)展摘要，第＿＿頁，1995)表明各向異性變化的地層用地層邊界很難修正，即使是采用與煤層尺度相同或更低的分辨率的研究方法。這樣的經(jīng)驗使人有信心認(rèn)為不精確的重合通常不是一個問題。同樣地，表面反射數(shù)據(jù)的信噪比也沒發(fā)現(xiàn)有嚴(yán)重問題(參見T.A.Chaimov、G.J.Beaudoin、W.W.Haggard和M.C.Mueller的“剪切波各向異性和煤床沼氣預(yù)測性”，SEG擴(kuò)展摘要，第＿＿頁，(1995)，以及其人中的現(xiàn)場數(shù)據(jù)例子)。
Winterstein和Meadows注意到Alford旋轉(zhuǎn)要求兩個不匹配軌跡(在噪聲限制的范圍內(nèi))是一致的，因此進(jìn)一步指出垂直變化的各向異性方向在VSP范圍內(nèi)破壞了這一對稱性。然而，在(具有真實的垂直傳播目的)反射情況內(nèi)，由于互逆原理(考慮到源與接收器位置的互換)，具有或不具有垂直變化的各向異性方向，不匹配軌跡都是一致的。在實踐中這已被普遍觀測到，即使是采用堆壘軌跡而不是直實垂直軌跡的情況也是如此。
回到本發(fā)明的方法，象Winterstel和Meadows一樣，各向異性的主方向假設(shè)成是粗糙化層基深度的分段常數(shù)。對于各向異性的量設(shè)有如下的限制，該限制定義為(見Thomsen，L.的“方位角各向異性介質(zhì)的反射地震學(xué)”，地球地理學(xué)，53，(3)，第304-313頁，1988)γ(z)的變化可以是緩慢的或劇烈的或隨V1(z)本身變化。這里，V1是平行于“快”主方向極化的垂直傳播剪切模式的速度，V⊥是垂直于“快”主方向極化的垂直傳播剪切模式的速度。應(yīng)當(dāng)知道，如果γ太大(＞10％)，并且?guī)r石的彈性對稱元素不包括一個水平對稱平面，那么下述方法的應(yīng)用是近似的，而不是精確的。
按照早期的工作，堆疊波被認(rèn)為是垂直入射軌跡的精確替代，盡管這種情況有效的條件不十分清楚。下面的模擬結(jié)果是從垂直變化的HT1(水平橫向各向同性)對稱性介質(zhì)中真實的垂直傳播得到的。
解決方法是從反射剪切波數(shù)據(jù)中分離出上層各向異性的影響。我們將發(fā)現(xiàn)。處理覆蓋層和cbs中裂紋方向不同的更一般的模型并不比上面所討論的簡單模型更困難。
多分量數(shù)據(jù)反射層分離
層分離的基本目標(biāo)是將所記錄的反射軌跡變換為相應(yīng)于CBS上面的純各向同性層的新的一組軌跡。即，各向異性效應(yīng)只需從數(shù)據(jù)中分離出。從地震特征/參數(shù)Ra的高度講，基本目標(biāo)就是去除覆蓋層的影響，獲得表征CBS內(nèi)各向異性特征的參數(shù)Ra(即方程4)。應(yīng)當(dāng)知道，本發(fā)明的反射層分離方法可以用于其它方面，而不能僅限于Ra的求解。它還可用于許多沉積層的方面，而不只是CBS模型；如上說過，煤層只是增強(qiáng)了覆蓋層各向異性的效應(yīng)。從某種意義上說，(即從反射的角度上說)它是對Winterstein和Meadows所提出的一種解決零偏VSP中隨深度變化的裂紋方位問題即所謂的“極化層分離”技術(shù)的改進(jìn)。假定認(rèn)為各向異性主方向沿垂直方向變化是普遍的，就可推斷出這項技術(shù)將可用于探測有裂紋區(qū)的集氣點(即煤床的甲烷和密閉天燃?xì)?。
這一方法是在源層的基礎(chǔ)上完成的(即，按照Winsterstein和Meadows所做假定)，認(rèn)為各向異性方向(雖然不需要其數(shù)值)在粗糙化的層內(nèi)是分段常數(shù)。這一似乎真實的假設(shè)一般與各向異性最終的原因也即局域應(yīng)力場有關(guān)。下面所述方法的成功肯定了這一假設(shè)在實際中的有效性。與Winsterstein和Meadows一樣采用了相同的準(zhǔn)則來確定這些粗糙化的層的頂層和底層，即層的厚度足以帶來明顯的(兩種剪切模式之間的)時間延遲。在實踐中，這并不是一個困難問題，雖然如前面Winsterstein和Meadows所建議的需對判據(jù)做出解釋。
第一步是通過對圖10中數(shù)據(jù)組做MS/MR旋轉(zhuǎn)找出覆蓋層的各向異性主方向。通常，四分量場數(shù)據(jù)的旋轉(zhuǎn)每隔10°或15°完成一次，以便選擇出使不匹配軌跡的能量最小化的角度。圖11和12顯示了原始數(shù)據(jù)相對于初始座標(biāo)系分別旋轉(zhuǎn)20°和30°的結(jié)果。從煤層最頂層反射即第一個和最突出的到達(dá)波)的不匹配分量在旋轉(zhuǎn)30°后幾乎消失(圖12)。20°的旋轉(zhuǎn)(圖11)明顯不充分。因此，30°的旋轉(zhuǎn)將數(shù)據(jù)變換到覆蓋層的主軸方向，從而確定了覆蓋層的各向同性方向(當(dāng)然，初始的采集可以是任何角度)。應(yīng)當(dāng)想起煤層最快的方向是南北向而覆蓋層最快的方向是北偏東30°。
由于來自第一個煤層底部的反射的影響以及CBS頂部快和慢模式間的偶合效應(yīng)，圖12中第一個來波的不匹配分量并沒完全消失，然而按照本方法覆蓋層的各向異性主方向通過數(shù)據(jù)旋轉(zhuǎn)很容易確定。圖12中(慢)11軌跡和(快)22軌跡到達(dá)時間間的差異給出了覆蓋層快和慢反射模式間的時間延遲(10毫秒)。這一差別用肉眼無法觀測到但通過橫向相關(guān)的方法很容易確定。圖12中不匹配軌跡上CBS時間窗內(nèi)回響/信號的存在是CBS和覆蓋層兩者裂紋方向不同引起的各向異性效應(yīng)。為了確定它，必須消除覆蓋層各向異性對圖12中數(shù)據(jù)的影響。
層分離方法的目的是將從覆蓋層各向異性主軸獲得的反射軌跡(圖12)變換成對應(yīng)于CBS上面純各向同性層的一組不同的數(shù)據(jù)。因此，在建立起最上一層粗糙層(具有均勻的各向異性方向，但任意的各向異性和阻抗變換)的底限后，下一步驟是通過將慢模式11蹤跡上移10毫移來對從底部(也即CBS頂部)反射的慢模式11軌跡和快模式22軌跡做時間補(bǔ)償。然而，不匹配軌跡12和21只上移該量值的一半(5毫秒)，因為這兩種軌跡傳播的一個路程(例如，向下)只作為慢模式，而另一路程是快模式?？炷Ｊ杰壽E22一點也沒平移；最后軌跡結(jié)果如圖13所示。這一方法消除了由覆蓋層各向異性引起的時間延遲。覆蓋層中兩種剪切模式間的衰減和幾何發(fā)散的差異假設(shè)小得可以忽略。這一假設(shè)在層分離異法的現(xiàn)場應(yīng)用中已得到證明(后面將對一個例子做詳細(xì)說明)。
熟悉這一技術(shù)領(lǐng)域的人將會意識到對不匹配軌跡的特殊處理只是本反射層分離方法區(qū)別于Winsterstein和Meadows的VSP層分離方法的一個方面(見Winterstein，D.F.和M.A.Meadows的“在Lost Hills礦場的剪切波極化和表面下應(yīng)力方向”，地球地理學(xué)，56，第1331-1348頁，1991；以及美國專利5,060,203和5,060,204)。按Winsterstein和Meadows的方法對三個延遲軌跡做同樣的處理不會給出正確的結(jié)果。
做了這樣的修正以后，可以完成下一步3。圖13的數(shù)據(jù)組完全可以按照仿佛它們是從一純各向同性的覆蓋層采集而來的方式處理。通過對圖13的軌跡做張量旋轉(zhuǎn)(這種情況是30°旋轉(zhuǎn))，就找到了煤層的各向異性主軸(見圖14)。不匹配分量的零能量證明層分離方法是正確的。不匹配軌跡的零值也告訴我們在CBS頂層的反射/傳播過程中，兩種剪切模式的耦合是非常弱的。
圖14中的軌跡作為圖10中的原始數(shù)對應(yīng)于同樣的座標(biāo)系；兩種圖間的差別完全是由于為使軌跡從煤層各向異性角度更易解釋的層分離方法造成的。當(dāng)然，除這一教學(xué)方法以外，關(guān)于圖10的方法沒有什么特別；尤其是，本方法不需要以前的關(guān)于各向異性，煤層幾何構(gòu)造等的知識。
最后，進(jìn)行一個45°的正則的旋轉(zhuǎn)以獲得參數(shù)Ra，即CBS各向異性的總體量度。將圖15與圖14做一比較是有趣的，圖4是對同樣模型做的同樣的采集，但卻具有各向同性的覆蓋層。這些圖(和Ra的值)實際是一致的，這一進(jìn)一步證實了這一層分離方法的可靠性。
應(yīng)當(dāng)強(qiáng)調(diào)本發(fā)明的極化層分離方法可以重復(fù)多次，只有手頭擁有具有幾個裂紋方向不同的層的介質(zhì)資料。
然而，層分離方法的多次應(yīng)用可能會導(dǎo)致誤差隨深度的積累，因此這一方法應(yīng)區(qū)別應(yīng)用。
詳細(xì)實施例
上述煤層中裂紋探測的剪力波方法曾在新南威爾士的Sydney盆地做過現(xiàn)場測試。采用的是通常的多源/多接收器(MS/MR)采集技術(shù)；但是處理方法和各向異性的評估設(shè)計成適合于由薄的多層煤層系引起的特殊情況。
在Sydney盆地感興趣的區(qū)域，上部煤層(Bulli煤層)出現(xiàn)在400到900的深度范圍(見圖12所示的一個典型煤層系的代表)。近表面由三疊紀(jì)時期的Hawkesbury砂石構(gòu)成(即這些單元的外露部分形成了悉尼壯觀的海岸礁石。表面狀況為土壤層厚度變化的起伏的牧場和鄉(xiāng)村叢林。由于目標(biāo)相對淺，并且CBS裂紋群實質(zhì)上相當(dāng)小(即，100米的量級或更小)，減小了采集深度點的間距。勘察區(qū)域大到足以探測到可能的集氣點，而不管可能的變化的數(shù)據(jù)質(zhì)量。
記錄設(shè)備包括兩個Geosource Dss-10 24通道系統(tǒng)，3-分量地音探測器和2 Hertz型M-13水平振動器。記錄電子儀器是帶有地力相位和地力控制的Pelton Model5 Advanc I。振動器產(chǎn)生50,000磅的力，其地力信號與參考信號同相位。擁有的記錄能力(即48個通道)，均分給三分量地音探測器，也即對探測器的每次使用只有16個通道/模式。因此在采集計劃的安排上充分利用與地音探測器相對來說更扣動的振動器。也即，對地音探測器的每次使用，振動點都要占用多次。計劃掃描長度為16秒范圍為8到80Hz，記錄成20秒的記錄文件。橫相相關(guān)性由當(dāng)?shù)氐腣endor完成。剪切模式(即順線/橫線)分離和記錄設(shè)備是常規(guī)的，數(shù)據(jù)通過一個ufh程序來整理(即多分量數(shù)據(jù)一邊進(jìn)行順線，橫線記錄的多路傳輸，一邊進(jìn)行多分量數(shù)據(jù)的整理)，以后采用PROMAX來完成這項工作。
由于使用的是有限的列(即接收器和源)，表面波主導(dǎo)著原始現(xiàn)場普通探測采集。看到由順限源相對于橫線源的運(yùn)動激發(fā)的不同表面模式被記錄進(jìn)順線、橫線和垂直地音探測器是可能的。例如，縱向波的第一個折線很容易從順線源對垂直接收器的記錄認(rèn)出，然而各種剪切和表面模式常相互關(guān)聯(lián)，并且影響振個記錄，使所有反射都模糊不清。各種波的速度為
直接縱波 400m/sec
直接剪切波 1900m/sec
表面模式 750m/sec到1500m/sec
目標(biāo)剪切堆疊速度 2000m/sec
目標(biāo)間隔Vs 1000m/sec
目標(biāo)間隔Vp 2500m/sec
覆蓋層間隔Vs 2100m/sec
覆蓋層間隔Vp 3600m/sec
多分量方法一個可能發(fā)生混亂的方面是模式的分離和組合。每個現(xiàn)場記錄相應(yīng)于一特定的源模式，順線或模線。每個多分量記錄的軌跡將被多通道傳輸順線，橫線和垂直。一旦完成正確的分離，數(shù)據(jù)就被匯集成3-，4-，6-或9-分量的圖線。這些記錄可推導(dǎo)出一個6分量的數(shù)據(jù)組(即，橫線振動器和順線振動器對順線接收器，橫線接收器和垂直接收器)。前面所述分析需四個水平分量。一旦這些分量被分離處理它們是簡單的，因為所有分量都是同一處理流程。
處理需要折射靜力學(xué)(即，從橫線/模線分量計算)，然后，通常需要一個簡單的放大或者減噪技術(shù)來保持(各不同分量)相對的幅值。這意味著，如果例如需要自動增益(AGC)定標(biāo)量必須計算一次并儲存起來對所有分量級統(tǒng)一的應(yīng)用。這一計算方法可以通過堆積由每個單個分量派生出的標(biāo)定量文件來提供/給“多分量”。類似地，減噪技術(shù)不應(yīng)當(dāng)涉及難以追蹤的放大技術(shù)。擴(kuò)散速度計算應(yīng)當(dāng)進(jìn)行一次，然后一致應(yīng)用于所有四個分量。計算以橫線/橫線分量做為典型進(jìn)行完成，雖然任何具有好的(預(yù)-旋轉(zhuǎn))反射層強(qiáng)度的分量都可用來計算。通常，預(yù)旋轉(zhuǎn)剪切波數(shù)據(jù)質(zhì)量并不適合于外觀速度的分析。在這種情況下，常速度堆迭是非常有用的。
各向異性評估可通過預(yù)旋轉(zhuǎn)或后旋轉(zhuǎn)完成。但是通常不鼓勵采用預(yù)旋轉(zhuǎn)，因為可得到的旋轉(zhuǎn)算法是用于正入射路徑。標(biāo)準(zhǔn)的首先通過的各向異性分析是由強(qiáng)堆疊完成。四個分離的堆積可認(rèn)為是一個2×2的矩陣。旋轉(zhuǎn)分析通過保持記錄為這一矩陣格式，并對每一旋轉(zhuǎn)產(chǎn)生一個分離的矩陣來大大地簡化。
首先通過的旋轉(zhuǎn)的標(biāo)準(zhǔn)角度為0°，15°30°，45°，60°，75°和90°(對這方面知識熟悉的人會知道90°旋轉(zhuǎn)只是轉(zhuǎn)換了主元和非對角元的位置，即矩陣變換操作)。附錄B給出的是完成這一多次旋轉(zhuǎn)和適當(dāng)顯示工作的一個C語言程序。旋轉(zhuǎn)完以后，順線和橫線術(shù)語不再合適。需要用相對于羅盤方向的粒子運(yùn)動來規(guī)定分量。在完成了一系列的旋轉(zhuǎn)后，就容易通過研究非對角分量的反射器強(qiáng)度來觀察到最佳的旋轉(zhuǎn)。非對角元素反射器強(qiáng)度最小化的地方，就達(dá)到了最佳的旋轉(zhuǎn)(即，圖16B)。在這首次通過的角度附近用較小的角度差，重復(fù)這一步驟，就可保證得到最佳角。附錄C是四分量(4C)向反射和VSP剪切波數(shù)據(jù)層分離的數(shù)學(xué)描述。
非對角區(qū)上相關(guān)能量的存在表明了方位各向異性。通過旋轉(zhuǎn)使這一能量較小化，就修正了勘察(線)方位與覆蓋層主軸之間的不同軸性。由于在覆蓋層時間窗內(nèi)任何時間非對角區(qū)都不存在有相于能量，可以給出這一最后結(jié)論。
按照本發(fā)明，在補(bǔ)償了覆蓋層各向異性后，將最優(yōu)旋轉(zhuǎn)矩陣完成一45°的旋轉(zhuǎn)，展現(xiàn)出CBS時間窗內(nèi)非對角區(qū)的相干能量。這指出和量度了覆蓋層下CBS內(nèi)的各向異性區(qū)域。由于指明了高裂紋滲透性，其方向是沿著CBS內(nèi)各向異性的快方向，這些區(qū)域被解釋為高裂紋強(qiáng)度的集氣點的指示(見T.A.Chaimov、G.J.Beaudoin、W.W.Haggard和M.C.Mueller的“剪切波各向異性和煤床沼氣預(yù)測性”，SEG擴(kuò)展摘要，第＿＿頁，1995)。根據(jù)本發(fā)明，由于在此沒有看到顯著的相關(guān)能量(見圖16C)，可以得出結(jié)論，有很少或沒有CBS方位各向異性，因此在此地點有很少或沒有CBS裂紋。這一試驗結(jié)論由下面得到證實
*芯棒分析(芯中無裂紋)，以及
*VSP分析(即，采用4分量VSP數(shù)據(jù)組的下孔旋轉(zhuǎn))。
對于那些熟悉此行的人，從前面的描述，可以看到，眾多的變化，選擇和修改是顯而易見的。因此，本描述只能解釋為說明，其目的是傳授那些精通此行的人完成本發(fā)明的方法?？梢赃M(jìn)行各種改變，材料可代替，本發(fā)明的特點可以利用。例如，雖然本發(fā)明是從煤層的范圍來描述的，但它的方法可以推廣到其它碳質(zhì)系例如antrium和泥盆紀(jì)頁巖。除此這外，在覆蓋層實質(zhì)上是方位各向同性的情況，不必進(jìn)行層分離。同樣，本發(fā)明的層分離方法不限制在碳質(zhì)層素的范圍內(nèi)，它可用于具有垂直變化的各向異性的地表下幾何構(gòu)造的廣闊范圍內(nèi)。最后，應(yīng)當(dāng)認(rèn)識到如果地面下構(gòu)造事實上是由分段常數(shù)的多向異性方向來描述，那么在每個連續(xù)的粗糙化層內(nèi)，數(shù)據(jù)矩陣無論是從VSP的角度還是反射的角度講都是對稱的。根據(jù)試驗構(gòu)造按照上述方法或者Winsterstein和Meadows的方法，就可成功地分離出各個層的各向異性。因此，應(yīng)當(dāng)承認(rèn)在不脫離所附權(quán)利要求所界定的本發(fā)明的精神實質(zhì)和范疇的情況下可以做出各種修改、選擇、變化等。當(dāng)然。我們要把所有這些在權(quán)利要求范圍內(nèi)的修正包容在所附的權(quán)利要求中。
附錄A各向異性與割理
煤床中的割理通常為張拉裂紋(即，位移為割理平面法向，而不是象剪切裂紋在平面內(nèi)方向)。通常有兩組割理，均為垂直向(或為煤層的法向，如果煤層是傾斜的)，兩組割理互折正交。這一正交特性并非偶然，而是應(yīng)力張量正交性的結(jié)果。從宏觀的角度，這是一基本物理規(guī)律的表現(xiàn)。
尤其是，割理方位受局部水平應(yīng)力場控制。如一些人所指出的，如果割理是由于煤(在煤化過程中)處在垂直壓縮場中產(chǎn)生體積收縮而引起，那么割理方位將是多邊形的方位，正如泥土裂紋或玄武巖中柱狀連接一樣。這樣的體積收縮無疑存在，但割理方位由水平應(yīng)力場確定，并且這一方位在與一個地震Fresnel區(qū)相比要大的水平距離上是穩(wěn)定的。
這兩個正交的裂紋組通常是不等同的。一組(面割理)較長，另一組(碎割理)通常在碰到前一組割理時終斷開。液壓傳導(dǎo)性明顯依賴于割理的長度和寬度兩者，而地震各向異性只依賴于割理的長度(見后面的討論，這一特性導(dǎo)出了方程Sa)。因此，用單組裂紋(即，面裂紋)來近似地震各向異性是合理的。
文獻(xiàn)中通常討論的單組環(huán)形裂紋引起的各向異性是由Hudson給出(見Hudson，J.A.的“斷裂固體的整體特性”，Math Proc.Camb.Phil.Soc.，88，第371頁，1980)。Thomsen(見Thomsen，L.的“多孔巖石中因?qū)R的裂紋而產(chǎn)生的彈性各向異性”，歐洲協(xié)會勘探地球地理學(xué)公約摘要，53，第244-245頁，1991；Geoph.Prospctg.，1995)表明，如果裂紋發(fā)生在多孔巖(相對于土壤)，那么多孔性對各向異性起作用，即使(按定義)對各向異性沒有優(yōu)先的方向性。這一現(xiàn)象的發(fā)表是由于在地震頻率點，裂縫中流體與孔中流體處于壓力平衡。這一判斷為Rathore等的實驗所證實(見Rathore，J.S.、Fjaer，E.、Holct，R.M.、Renlie，L.的“具有受控制的裂紋幾何圖形的人工合成沙巖的聲學(xué)各向異性”，Geoph.Prospctng.，第＿-＿頁，1995)。
在煤層中，煤基質(zhì)的滲透性太慢使這種效應(yīng)可以忽略。方程減少為Hudson方程(見Hudson，J.A.的“斷裂固體的整體特性”，MathProc.Camb.Phil.Soc.88，第371頁，1980)的表示法，這些方程為Vp(θ)＝Vp(90°)[1+δcos2θsin2θ+εcos4θ](1a)
這里，Vp(90°)和Vs(90°)是波沿對稱方向傳播的P和S速度(即，由于裂紋是垂直的，水平波方向與垂直方向成90°)；θ是波的入射角，以垂直于裂紋的平面的垂直方向開始量度。各向異性參數(shù)，Thomsen是以彈性模量給出，還可通過下面方程以裂紋密度給出(參見Thomsen L.的“多孔巖石中因?qū)R的裂紋所產(chǎn)生的彈性各向異性”，歐洲協(xié)會勘探地球地理學(xué)公約摘要，53，第244-245頁，1991；Geoph.Prospctg.，第＿-＿頁，1995)方程為
ε＝0 (2a)
其中V是煤基質(zhì)的泊松比，無量綱裂紋密度是
其中Nv是單位體積的裂紋數(shù)目，d是裂紋直徑。括號表示體積平均。
對于垂直入射速度Vp(0°)＝Vp(90°) (4a)
方程(4b)和(4c)與方程3明顯一致。
在這種特殊情況下(即垂直傳播無孔)，可進(jìn)一步推導(dǎo)出關(guān)于煤層范圍內(nèi)的更滿意的理論?？紤]到裂紋對著1-方向(即x-方向)，并將相關(guān)的(面)裂紋密度記作η1。下一步，作為替代，考慮沿2-方向的一組(碎)裂紋，裂紋密度為η2。最后，考慮這兩組裂紋的結(jié)合；在線性低裂紋密度范圍內(nèi)，很明顯裂紋效應(yīng)可假設(shè)為線性，因此剪切各向異性為
對于煤，泊松比v＝0.33似乎是可取的(見Greenhalgh，S.A.和D.W.Emerson的“來自新威爾士的悉尼盆地的煤測量巖石的彈性特性”，勘探地球地理學(xué)，17，第157-163頁，1986)，所以方程(5a)的系數(shù)是16/3。
從方程(5a)可清楚看到裂紋的大小強(qiáng)烈地影響著各向異性。如果碎割理為面割理的一半長，并且數(shù)量一樣多，那么碎裂紋密度η2為面裂紋密度η1值的八分之一。兩個正交的裂紋組通常不等價。一組(面割理)較長；另一組(碎割理)在第一組處終結(jié)。液體傳導(dǎo)性明顯依賴于割理的長度和寬度二者，而地震各向異性只依賴于割理的長度。因此，用單組裂紋(即面割理)來近似地震的各向異性是合理的。因此，至少在現(xiàn)在在方程(5a)以及以后的討論中忽略碎割理，相信是合理的。
附錄B旋轉(zhuǎn)程序
下面是一C語言程序，該程序可允許用戶采用四數(shù)據(jù)矩陣文件(以一個“根名”后跟.11，.12，.21，.22擴(kuò)展名命名)并且可使其按要求的“起始角度”“終結(jié)角度”和“增量角度”來旋轉(zhuǎn)。該程序然后將四輸入文件轉(zhuǎn)換成一輸出文件中的單個記錄，如圖16a所示，其中完成的每一旋轉(zhuǎn)作為含有4-分量數(shù)據(jù)矩陣的分開的記錄附在輸出文件上。
#！ /bin/csh# this is a C-shell script for ITERATIVE CONSTANT ANGLE# INCREMENT ROTATIONS## data set name(root) NM# start angle， sa# end angle， ea# angle increment， da## the″@″sign assigns a numeric value to the name# immediately following it and the number in ″[]″denotes# the position of the nth argument on the# command lineunset noclobber filecif(S#argv＜3)thenecho″ ″echo″ ″echo″ ″echo″rotzs2.xIterative constant angle rotations″echo″ ″echo″″echo″Input″echo″″echo″ File Name(root)-N[NM]″echo″ Start angle-sa[sa]″echo″ End angle -ea[ea]″echo″ Angle Increment-da[da]″echo″″echo″Usage″echo″″echo″rotzs2.x -N[]-sa[]-ea[]-da[]″exitendifset NM＝′usparg-N″ ″S*′@ sa＝′usparg -sa″O″S*′@ ea＝′usparg -ea″O″S*′@ da＝′usparg -da″O″S*′<!-- SIPO <DP n="27"> --><dp n="d27"/>@ nsamp＝′getval-NSNM.11-LNumSmp′@ nsi＝′getval-NSNM.11-LSmpInt′@ nrecs＝′getval-NSNM.11-LNumRec′@ tnrecs＝2 * Snrecs@ te＝Snsamp * Snsi@ dte＝2 * Ste@ mte＝-1 * Steif(Ssa＝＝Sea)thenecho″You must provide reasonable rotation parameters<br/>(-sa[]，-ea[]，-da[])″exit 1endifecho″Data Set Name(root)＝″SNMecho″Start Angle＝″Ssaecho″End Angle＝ ″Seaecho″Angle Increment＝″Sda# initialize the internal parameter vv to start at sa@ vv＝Ssa# initialize a iteration counter@ numiter＝1# initialize a temp parm@ temp＝-1@ vw＝0# loop for as long as vv is less than or equal to ea################################### start while loop#################################while(Svv＜＝Sea)# print to stdout then current value of vvecho″starting on angle＝″Svvecho″at″′date′echo″this is iteration number＝″Snumiter# for the angle vv do const.angle rotations(on cdp stacked# data)rotzs2-NSNM-RSvv# each const.angle rotation is a record appended to the# final output file for each component 11，12，21，22# Assemble a rotation matrix for each angle output from# rotzs2.# 11，12# 21，22# give each component twice the input samples(time)for# vertical stackingif(Svv＞-1 &amp;&amp; Svv＜10)thenwind-eSdte-NSNM.R″+″OSvv.11-OSNM.11.windwind-eSdte-NSNM.R″+″OSvv.12-OSNM.12.windwind-sSmte-NSNM.R″+″OSvv.21-OSNM.21.windwind-sSmte-NSNM.R″+″OSvv.22-OSNM.22.wind/usr/bin/rm SNM.R″+″OSvv.11<!-- SIPO <DP n="28"> --><dp n="d28"/>/usr/bin/rm SNM.R″+″OSvv.12/usr/bin/rm SNM.R″+″OSvv.21/usr/bin/rm SNM.R″+″OSvv.22endifif(Svv＞-10 &amp;&amp; Svv＜-1)then@vw＝Svv * Stempwind-eSdte-NSNM.R″-″OSvw.11-OSNM.11.wind　　 wind-eSdte-NSNM.R″-″OSvw.12-OSNM.12.wind　　 wind-sSmte-NSNM.R″-″OSvw.21-OSNM.21.wind　　 wind-sSmte-NSNM.R″-″OSvw.22-OSNM.22.wind　　/usr/bin/rm SNM.R″-″OSvw.11　　/usr/bin/rm SNM.R″-″OSvw.12　　/usr/bin/rm SNM.R″-″OSvw.21　　/usr/bin/rm SNM.R″-″OSvw.22endifif(Svv＜-9)then　　 wind-eSdte-NSNM.RSvv.11-OSNM.11.wind　　 wind-eSdte-NSNM.RSvv.12-OSNM.12.wind　　 wind-sSmte-NSNM.RSvv.21-OSNM.21.wind　　 wind-sSmte-NSNM.RSvv.22-OSNM.22.wind　　/usr/bin/rm SNM.RSvv.11　　/usr/bin/rm SNM.RSvv.12　　/usr/bin/rm SNM.RSvv.21　　/usr/bin/rm SNM.RSvv.22endifif(Svv＞9)then　　 wind-eSdte-NSNM.R″+″Svv.11-OSNM.11.wind　　 wind-eSdte-NSNM.R″+″Svv.12-OSNM.12.wind　　 wind-sSmte-NSNM.R″+″Svv.21-OSNM.21.wind　　 wind-sSmte-NSNM.R″+″Svv.22-OSNM.22.wind　　/usr/bin/rm SNM.R″+″Svv.11　　/usr/bin/rm SNM.R″+″Svv.12　　/usr/bin/rm SNM.R″+″Svv.21　　/usr/bin/rm SNM.R″+″Svv.22endif# vertically stack the 11 on top of the 21 and the 12 ontop# of the 22　　 vstak-N1SNM.11.wind-N2SNM.21.wind-OSNM.col1　　 vstak-N1SNM.12.wind-N2SNM.22.wind-OSNM.col2　　/usr/bin/rm SNM.11.wind　　/usr/bin/rm SNM.12.wind　　/usr/bin/rm SNM.21.wind　　/usr/bin/rm SNM.22.wind# append col2 next to(after)col1　　append-NSNM.col2-OSNM.col1<!-- SIPO <DP n="29"> --><dp n="d29"/># get record numbering and traces cleaned up before assembly# in output file# note that when modifying trace headers you must use a# different-O from-N　　 utop-R1-LStnrecs-kORecNum＝Snumiter-NSNM.col1-OSNM.tempif(Snumiter＝＝1)mv SNM.temp SNM.matrixif(Snumiter＞1)append-KSNM.temp-OSNM.matrix# now increase the current(numeric)value of vv by the# value da　　@vv＝Svv+Sda# increase the iteration counter by 1　　@numiter＝Snumiter+1　　rmprintend##################################end ″while″loop################################# clean up your mess buster.../usr/bin/rm SNM.col1/usr/bin/rm SNM.col2/usr/bin/rm SNM.tempexit 0
附錄C
垂直變化的方位各向異性的剪切波數(shù)據(jù)
粗糙層分離
本發(fā)明的原理表示在圖A和B中。
圖A大略地表示出地表的兩個層10和20，每層中都散布著一組平行排列的垂直裂紋12和14(該裂紋形成了每層的方位各向異性)，但每層的方位各向異性又不同。箭頭表示的是表面18上產(chǎn)生的固定極化方向的剪切波的傳播路徑。當(dāng)波向下傳播時，波在層10中分成兩個波16a和16b，然后在第二層中分成4個波，在通過第一層反射回來時又分成6個波，等等。記錄的信號(含有所有這些到達(dá)波)是非常復(fù)雜的，沒有處理是很難解釋的。
圖B大略表示了本發(fā)明是如何處理圖A的數(shù)據(jù)使數(shù)據(jù)仿佛是出自圖B簡單的構(gòu)造。本發(fā)明以上層10中“分離”出各向異性，使其成為有效的各向同性，并且波16在該層中向下傳播或向上返回過程中沒有分裂。這將問題減化為單層中波的分裂分析。反射層分離(4C)
4分量(4C)反射地震學(xué)裝置或試驗的接收信號(即源的兩橫相方位，接收器的兩個橫向方位)可寫為S0(2t1+2t2)＝ (方程1)2R(-θ1)P1_T21R(θ1-θ2)P2_RP2_R(θ2-θ1)T12 P1_R(θ1)s0w(t)S0
這里，除非另外注明，黑體字的項都為矩陣。
S0(2t1+2t2)是一個2×2的地震數(shù)據(jù)軌跡矩陣，每一列代表由相應(yīng)源分量激起的接收器的兩個分量。按照通常的實際作法，通過對向外移進(jìn)行修正，每一個這種軌跡由一個代替的法向入射軌跡構(gòu)成，這一入射軌跡通過幾個模糊的軌跡堆疊而成。下標(biāo)“o”表示該向量是相對于勘察座標(biāo)系。自變量(2t1+2t2)表示通過近似層1和層2穿過兩個路徑(即向下和向上回來)的波，如圖A和圖B所示。
目標(biāo)是求解方程(1)中的“主時間序”(即，解出穿過層系，相應(yīng)于純模式，快或慢的束波)。從這些束波中，就推導(dǎo)出各個層各向異性的方位和值。變量注釋順序從右邊開始
沒有自變量的S0是源的方位矩陣。假設(shè)一個順線源和一個強(qiáng)度相等的橫線，S0可記作
w(t)是地震擾波。
S0是初始幅值；
R(θ)是旋轉(zhuǎn)矩陣，使向下傳播波主坐標(biāo)系中的矩陣調(diào)整到層1中更優(yōu)化的方向(即在圖A和B的例子中，層1的裂紋走向)，并且
P1是頂層的傳播矩陣，
“_”指卷積；
A1f是考慮了幾何傳播、衰減、發(fā)散等用于快分量的傳播“濾波器”；
t1f＝z1/v1f是單向路程的傳播時間；
A1s和t1s是慢分量的對應(yīng)量。
T12是層1和層2間的比例傳遞系數(shù)。
R(θ2-θ1)進(jìn)一步旋轉(zhuǎn)到層2的角度。
P2是層2的傳播算子為
R是層2的底層反射系數(shù)矩陣(假設(shè)為對角矩陣)
注意以下的旋轉(zhuǎn)矩陣(例如R(θ2-θ1)，R(-θ1)，等)的自變?yōu)榍懊嫘D(zhuǎn)自變量的負(fù)號，表示相反旋轉(zhuǎn)的意思。因子“2”是考慮到與自由表而相互作用。
通過對S0(2t1+2t2)左乘R(θ1)右乘R(-θ1)，數(shù)據(jù)可旋轉(zhuǎn)到與層1各向異性主方向相重合的座標(biāo)系。方程(1)左側(cè)就變成以層1座標(biāo)系表示的4C數(shù)據(jù)
S1(2t1+2t2)
＝R(θ1)S0(2t1+2t2)R(-θ1) (方程6)
＝P1R(θ1-θ2)P2_2T21Rs0w(t)T12_P2_R(θ2-θ1)P1 (方程7)
在兩個角度相同的特殊情況，表達(dá)式減化成各向異性方位均勻的情況，即，Alford(見Alford，R.M.的“方位角各向異性存在時的剪切數(shù)據(jù)”，第56屆Ann.Internat.Mtg.Soc.Exploc.Geophys.，擴(kuò)展摘要，476-479，(1986))以及Thomsen(見Thomsen，L.的“方位角各向異性介質(zhì)的反射地震學(xué)”，地球地理學(xué)，53(3)，304-313，(1988))所考慮的情況，方程(7)減化到他們的方程。在小于t1f的時間內(nèi)，初始未知θ1角的選擇應(yīng)使方程(2)旋轉(zhuǎn)后的數(shù)據(jù)的非對角元極小。在大于t1f的時間上非對角元上大的能量可以用來識別t1f。
定義模式之間在層1底部的時間延遲為
/Δt1≡t1s-tf。
層1各向異性的分離可利用一模式促進(jìn)算子完成
方程(7)左右乘D1并假設(shè)傳播算子A1f和A1s相同，那么
因此D1的應(yīng)用，促進(jìn)了慢模式(即分離了層1的各向異性)分離層方程(7)左邊項為
S1(2t1+2t2)≡D1_S1(2t1+2t2)_D1(方程10)S1(2t1+2t2)＝ (方程11)
方程(12)方括號中的量是“層分離的主時間序”
注意22分量較大的延遲。
按照前述方法，層2各向異性的方位和值可以確定。解方程(14)，S(t)＝R(θ2-θ1)S1(2t1+2t2)R(θ1-θ2) (方程15)
上式完全類似于方程(6)。從表面看，分離層主時間序只是分離層再旋轉(zhuǎn)的數(shù)據(jù)。
層分離方法由下式給出(參見方程(10))S1(2t1+2t2)＝
按方程(6)，上面矩陣元素中的上標(biāo)“1”表示該數(shù)據(jù)已旋轉(zhuǎn)到層1座標(biāo)系。自變量表明非對角線軌跡作了向后的單程模式延遲平移，而22蹤跡作了向后的雙程延遲平移(即兩倍)。后面的層的分離可以用此方法推廣完成。VSP層分離(4C)
從VSP角度，那些熟悉此行的人會知道來自4-分量(4C)VSP裝置或試驗(即接收器與源座標(biāo)系重合)的接收信號可寫為S0(t1+t2)＝R(-θ2)P2_R(θ2-θ1)T12P1_R(θ1)S0W(t)S0 (方程18)假設(shè)順線和橫線源相等，并旋轉(zhuǎn)到層-1的主軸，上式成為S1(t1+t2)＝(方程19)R(θ1-θ2)P2_S0W(t)T12R(θ2-θ1)_P1
僅采用一個模式促進(jìn)算子D1(因為僅向下傳播)進(jìn)行層分離，方程
(19)成為S1(t1+t2)≡S1(t1+t2)_D1 (方程20)
方括號中的量是分離層主時間序列
象前面一樣通過解方程(2 1)可以得到S(t)＝R(θ2-θ1)S1(t1+t2)R(θ1-θ2)(方程23)
表面看，分離層主時間-序列只是分離層再旋轉(zhuǎn)數(shù)據(jù)。因此，層分離方法為
按照方程(6)在這些矩陣元素中，下標(biāo)“1”表示該數(shù)據(jù)已旋轉(zhuǎn)到層-1座標(biāo)系。自變量表明只有第二列的(旋轉(zhuǎn)的)數(shù)據(jù)作了時間平移。這一方法不同于Winterstein和Meadow的方法(見Winterstein，D.F.和M.A.Meadows的“Los Hills礦場中的剪切波極化和表面下應(yīng)力方向”，地球地理學(xué)，56(9)，1331-1348，以及“在Cymric和Aairoad空隙油田具有深度的熱波極化方位角的變化”，地球地理學(xué)，56(9)，1331-1348(1991)，在其中對其它非對角軌跡也作了時間平移。他們給出了啟發(fā)性的自變量，而沒有推導(dǎo)和例子。
權(quán)利要求
1.一種評估地表隨深度變化的方位各向異性屬的表面反射數(shù)據(jù)的方法包括如下步驟
I)采用多源和多接收器，單源和多接收器以多源和單接收器中之一種方法，采集一剪切波數(shù)據(jù)堆積。
II)將每個上述剪切波數(shù)據(jù)堆積的軌跡旋轉(zhuǎn)一個相應(yīng)于上述數(shù)據(jù)堆積方位與最淺層方位各向異性方向之差的角度。
III)確定上述層中各向異性方向垂直變化的方位。
IV)量測上述層方位各向異性的程度。
V)完成上述數(shù)據(jù)堆積的層分離以獲得所謂的主時間序列，上述層分離包括上述數(shù)據(jù)堆積的慢極化軌跡和上述方位各向異性數(shù)據(jù)堆積的混合極化軌跡的修正。
VI)將步驟(V)形成的數(shù)據(jù)組旋轉(zhuǎn)一個相應(yīng)于下面層的方位各向異性方向與上面層方位各向異性方向之的角度以識別上述下面層的方位各向異性主方向。
VII)對上述最淺層下面的至少一個層重復(fù)步驟(III)到(VI)的步驟。
2.如權(quán)利要求1所述的方法，其特征在于步驟(VI)的數(shù)據(jù)組是四分量數(shù)據(jù)組，包括一個順線源和順線接收器分量；一個順線源和橫線接收器分量；一個橫線源和順線接收器分量；一個橫線源和橫線源接收順分量。
3.如權(quán)利要求1所述方法，其特征在于步驟IV)包括上述層慢方向極化軌跡相對于快方向極化軌跡總延遲Δt的確定步驟。
4.如權(quán)利要求3所述方法，其特征在于包括步驟將上述慢方向極化的上述數(shù)據(jù)的軌跡在時間上向后平移上述延遲Δt；并且將混合方向極化的軌跡平移上述延遲的一半。
5.如權(quán)利要求4所述方法，其特征在于步驟(V)還包括對小于tbot的時間，將上述數(shù)據(jù)組軌跡靜噪的步驟，這里tbot對應(yīng)于上述層的底部。
6.一種從具有一最淺層的方位各向異性沿層深變化的地質(zhì)構(gòu)造中采集的表面反射剪切波軌跡的處理方法包括步驟
I)識別快主時間序列，慢主時間序列和最淺層方位各向異性方向；
II)識別層的底部；
III)采用上述步驟(I)快主時間序列和慢主時間序列來確定層的方位各向異性的程度。
IV)采用層的地震分量并形成一多分量數(shù)據(jù)組；
V)由于層的方位各向異性的效應(yīng)修正上述數(shù)據(jù)組的慢方向極化軌跡。
VI)考慮層的方位各向異性的效應(yīng)修正上述數(shù)據(jù)組的混合方向極化軌跡。
VII)對于時間小于層底的時間，對上述數(shù)據(jù)組的原始軌跡靜噪。
VHI)將步驟(VII)形成的數(shù)據(jù)組旋轉(zhuǎn)一個對應(yīng)于上述后一層的方位各向異性方向與最淺層方位各向異性方向之差的角度以識別上述后一層中的主裂紋系。
IX)對后面的另一層重復(fù)步驟(I)到(VIII)。
7.如權(quán)利要求6所述的方法，其特征在于對每層的處理步驟(III)包括確定上述層的慢主時間序列相對于快主時間序列的總的延遲Δt的步驟。
8.如權(quán)利要求7所述的方法，其特征在于對每層的處理步驟(V)包括將上述數(shù)據(jù)組的所述慢方向極化的軌跡在時間上向后平移上述延遲Δt的步驟；并且步驟(VI)包括將混合方向極化的軌跡平移上述延遲的一半的步驟。
9.如權(quán)利要求6所述的方法，其特征在于步驟(IV)所述數(shù)據(jù)組是一四分量數(shù)據(jù)組，該數(shù)據(jù)組包括一個順線源和順線接收器的分量，一個順線源與一個橫線接收器的分量；一個橫線源和一個順線接收器的分量；一個橫線源與一個橫線接收器的分量。
10.一種評估方位各向異性隨深度變化的地質(zhì)層的表面反射數(shù)據(jù)的方法，包括下列步驟
I)沿勘察線采集一來自地質(zhì)層的剪切波堆積，上述數(shù)據(jù)堆積包括多項地震軌跡；
II)利用步驟(I)的數(shù)據(jù)堆積識別所述勘察線與第一層主裂紋系方位間的夾角以及所述第一層的底部。
III)比較上述主裂紋系快地震軌跡與慢地震軌跡以獲得慢方向極化軌跡相對于快方向極化軌跡的總延遲Δt的量度。
IV)采用上述第一層的地震分量形成一多分量數(shù)據(jù)組；
V)將上述數(shù)據(jù)組慢方向極化軌跡在時間上向后平移上述總時間延遲Δt；
VI)將上述上述數(shù)據(jù)組不諧調(diào)方向極化的軌跡在時間上向后平移上述總延遲Δt的一半。
VII)將步驟(VI)的形成的上述多分量數(shù)據(jù)組旋轉(zhuǎn)一相對于所述下一層方位各向異性方向與上述第一層方位各向異性方向之差的角度以認(rèn)別上述下一層方位各向異性的方位。
VIII)對上述第一層下面的一層重復(fù)步驟(III)到(VII)的操作。
11.如權(quán)利要求10所述的方法，其特征在于步驟(I)的數(shù)據(jù)堆積是從多源和多接收器，單源和多接收器以及多源和單接收器中的一種采集得來；其中步驟(IV)的多分量數(shù)據(jù)組包括一個順線源和順線接收器分量，一個順線源和橫線接收器分量，一個橫線源和順線接收器分量和一個橫線源和橫線接收器分量。
12.如權(quán)利要求11所述的方法，其特征在于步驟(II)所述主裂紋系由一快主時間序列或一慢主時間序列來表征；每個時間序列是通過將上述剪切波數(shù)據(jù)堆積軌跡旋轉(zhuǎn)一相對于上述堆積的方向與上述層的方位各向異性方向之差的角度來獲得。
13.如權(quán)利要求10所述的方法，其特征在于步驟(VII)包括將時間tbot小于上述層底部時間的上述數(shù)據(jù)組的原始軌跡靜噪的步驟。
14.如權(quán)利要求10所述的方法，其特征還在于包括下述步驟在上述層形成的窗上獲得快極化軌跡的包跡的幅值A(chǔ)。
15.如權(quán)利要求14所述的方法，特征在于還包括下述步驟將步驟(VIII)形成的數(shù)據(jù)組旋轉(zhuǎn)到偏離主方向45°的方向上；在上述窗上，獲得至少一個旋轉(zhuǎn)數(shù)據(jù)組的/不匹配極化軌跡的包跡幅值A(chǔ)45的量度。
16.如權(quán)利要求15所述的方法，還包括形成混合/不匹配極化軌跡的包跡幅值A(chǔ)45的量度與快極化軌跡的包跡的幅值A(chǔ)0的量度的比值以識別裂紋的方位的步驟。
17.如權(quán)利要求15所述方法，還包括步驟用快極化軌跡的幅值A(chǔ)0的量度對至少一個混合/不匹配極化軌跡的幅值A(chǔ)45的量度進(jìn)行正則化以識別裂紋方位。
18.如權(quán)利要求14所述的方法，其特征在于快極化軌跡的幅值A(chǔ)0的量度代表其在上述下一層形成的窗上的平均值。
19.一種分析地震表面反射剪切波數(shù)據(jù)以評估地表下裂紋的方法包括下列步驟
(a)采集一包含多個地震軌跡的表面反射剪切波數(shù)據(jù)。
(b)通過對與慢剪切波極化方向重合的數(shù)據(jù)分量做一靜平移以及對既不與慢剪切波極化方向重合又不與快剪切波極化方向重合的數(shù)據(jù)分量做上述靜平移量一半的平移來分離指明了極化變化的最淺層。
(c)將最淺層下面的主時間序列數(shù)據(jù)單元旋轉(zhuǎn)一相應(yīng)于最淺層的方位各向異性方向與下一層方位各向異性方向之差的角度。
20.一種處理相對薄，隨深度變化的方位各向異性層上的表面反射數(shù)據(jù)的地震方法包括步驟
I)從多源和多接收器，單源和多接收器以及多源和單接收器中之一種采集一剪切波數(shù)據(jù)堆積，上述剪切波數(shù)據(jù)堆積，特征在于至少包含一種四分量數(shù)據(jù)組，該數(shù)據(jù)組包括一順線源分量，一順線接收器分量，一橫線源分量，一橫線接收器分量。
II)將上述剪切波數(shù)據(jù)堆積的每個分量旋轉(zhuǎn)一相應(yīng)于上述數(shù)據(jù)堆積方位與最淺層的方位各向異性方向之差的角度。
III)確定在上述最淺層中各向異性方向垂直變化的方位。
IV)通過確定上述層慢方向極化軌跡相對于快方向極化軌跡的總時間延遲Δt來量測上述最淺層的方位各向異性的程度。
V)完成上述數(shù)據(jù)堆積的層分離以獲得最淺層的主時間序列，上述考慮方位各向異性的層分離方法包括通過將上述數(shù)據(jù)組慢方向極化軌跡在時間上向后平移上述延遲Δt，以及將混合方向極化軌跡平移上述延遲一半來修正上述數(shù)據(jù)堆積的慢極化軌跡和上述數(shù)據(jù)混合極化軌跡的步驟。
VI)對最淺層下面的層重復(fù)步驟(III)到(V)。
VII)將步驟(VI)形成的數(shù)據(jù)旋轉(zhuǎn)一相應(yīng)于上述下層的方位各向異性方向與上述最淺層方位各向異性方向之差的角度以識別上述下層的方位各向異性的主方向。
21.一種分析表面反射地震剪切波數(shù)據(jù)以評估剪切波極化隨深度的變化的方法，其特征在于包括步驟
a)從指明了極化變化的層的數(shù)據(jù)中進(jìn)行分離，其步驟為
I)識別每層與慢剪切波極化方向把一致的數(shù)據(jù)分量，與快剪切波極化方向相一致的數(shù)據(jù)分量以及與上述快和慢剪切波極化方向均不一致的數(shù)據(jù)分量；
H)確定快剪切波和慢剪切波在各層深度上的明顯延遲。
III)確定上述快剪切波和上速慢剪切波的自然極化方向。
IV)對與慢剪切波極化方向一致的數(shù)據(jù)分量作一靜平移。
V)對既不與慢剪切波極化方向一致又不與快剪切波極化方向一致的分量作上述靜平移量一半的平移以修正方位各向異性。
VI)將最淺層下面層的所有上述數(shù)據(jù)旋轉(zhuǎn)一個從指明了極化變化的上述最淺層中確定的方位角度，以識別上述最淺層中的方位各向異性主方向。
b)獲得上述最淺層下面至少一層的快極化軌跡包跡幅值的一個量度。
c)獲得混合/不匹配極化軌跡中至少一個的包跡幅值的量度以識別裂紋方位。
d)比較步驟(b)和(c)所獲得量度。
22.如權(quán)利要求21所述的方法，其特征在于步驟(b)和(c)所述量度是幅值的平均值；步驟(d)是通過形成至少一個混合/不匹配極化軌跡的上述幅值的平均值與快極化軌跡包跡的幅值平均值的比來完成。
23.如權(quán)利要求21所述的方法，其特征在于步驟(d)包括用快極化軌跡的包跡幅值的最度對至少一個混合/不匹配極化軌跡的幅值量度進(jìn)行正則化的步驟。
24.如權(quán)利要求21所述的方法，其特征在于上述靜平移由上述層中慢方向極化軌跡相對于快方向極化軌跡的總延遲Δt來代表。
25.一種分析表面反射地震剪切波數(shù)據(jù)以評估剪切波極化隨深度變化的方法包括分離層的步驟，該步驟中通過對與剪切波極化方向相一致的數(shù)據(jù)分量作一靜平移以修正方位各向異性來指明極化的變化，一個改進(jìn)的方法包括步驟
a)對與慢剪切波極化方向一致的數(shù)據(jù)分量作一靜平移。
b)對既不與慢剪切波極化方向一致又不與快剪切波方向一致的數(shù)據(jù)分量作上述靜平移一半的平移，其中上述靜平移代表著上述層中慢方向極化軌跡相對于快方向極化軌跡的總時延遲。
26.權(quán)利要求25方法，還包括步驟
c)將主時間序列數(shù)據(jù)組旋轉(zhuǎn)一個相應(yīng)于最淺層方位各向異性方向與后一層方位各向異性方向之差的角度。
27.如權(quán)利要求26所述的方法，其特征在于剪切波數(shù)據(jù)組是從一包括至少一層相對薄的煤層的多個隨深度變化的方位各向異性層中采集的，其特征還在于包括步驟
d)對于向下至到上述煤層的各層重復(fù)(a)到(c)的步驟。
e)獲得上述煤層快極化數(shù)據(jù)分量包跡幅值的一個量度。
f)將上述煤層的上述數(shù)據(jù)分量從主方向上旋轉(zhuǎn)開45°。
g)獲得上述煤層混合/不匹配極化數(shù)據(jù)分量中之一的包跡幅值的最度。
h)采用一個混合/不匹配極化數(shù)據(jù)分量的包跡幅值的量度與快極化數(shù)據(jù)分量包跡幅值的量度的比值來評估所述煤層的裂紋方向。
28.一種分析從一般的各向同性覆蓋層和至少一層相對薄的碳質(zhì)礦床中采集的表面反射地震剪切波數(shù)據(jù)組的方法，包括下面步驟
a)獲得碳質(zhì)礦床快極化數(shù)據(jù)分量的主方向。
b)將上述碳質(zhì)礦床的數(shù)據(jù)分量旋轉(zhuǎn)到偏離主方賂大約45°的方向。
c)獲得步驟(b)混合/不匹配極化數(shù)據(jù)分量中之一的包跡幅值的量度A45。
29.如權(quán)利要求28所述的方法，還包括步驟在完成(b)步驟前，獲取碳質(zhì)礦床快極化數(shù)據(jù)分量包跡幅值的量度A0；并且通過形成步驟(c)所述量度與碳質(zhì)礦床快極化數(shù)據(jù)包跡幅值的量度A0的比值來評估碳質(zhì)礦床的裂紋。
30.如權(quán)利要求28所述的方法，其特征在于碳質(zhì)礦床是一包含多個割理的煤層；并且還包括通過上述煤層的泊松比和割理密度來校正上述比值的步驟。
31.如權(quán)利要求30所述的方法，其特征在于所述割理由環(huán)形裂縫表征；并且割理密度為環(huán)形裂縫直徑的體積平均值。
32.如權(quán)利要求30所述的方法，其特征在于所述割理包括碎割理和面割理，并且割理密度代表的是面割理的容量。
33.一種評估包含有各向異性覆蓋層和至少一個碳質(zhì)層的碳質(zhì)系中各向異性的方法，包括步驟
a)采集碳質(zhì)系上一多分量表面反射地震剪切波數(shù)據(jù)。
b)通過下述步驟分離覆蓋層效應(yīng)
識別上述數(shù)據(jù)組與慢剪切波極化方向一致的數(shù)據(jù)分量，與快剪切波極化方向一致的數(shù)據(jù)分量，既不與慢剪切波極化方向又不與快剪切波極化方向一致的不匹配數(shù)據(jù)分量。
確定快剪切波軌跡與慢剪切波軌跡間的明顯時間延遲。
確定上述快剪切波軌跡和上述慢剪切波軌跡的自然極化方向，
對與慢剪切波極化方向一致的數(shù)據(jù)分量做一靜平移。
對即不與慢剪切波極化方向一致又不與快剪切波極化方向一致的分量作一上述靜平移量的部分的平移以修正覆蓋層中的方位各向異性。
將指明了極化變化的最淺層下面的上述數(shù)據(jù)組的所有數(shù)據(jù)旋轉(zhuǎn)一由極化變化指明了的上述碳質(zhì)礦床上面的最淺層確定的方位角度以建立碳質(zhì)礦床的各向異性主方向。
c)獲取碳質(zhì)礦床快極化軌跡包跡幅值A(chǔ)0的一個量度。
d)將指明了極化變化的上述最淺層下的所述數(shù)據(jù)組的所有數(shù)據(jù)從碳質(zhì)層中各向異性主方向旋轉(zhuǎn)開一銳角。
e)獲取碳質(zhì)礦床中至少一個混合/不匹配極化軌跡的包跡幅值A(chǔ)0的量度。
f)獲取至少一個混合/不匹配極化軌跡包跡值A(chǔ)0的量度與快極化軌跡的包跡幅值A(chǔ)0的量度的比值。
34.如權(quán)利要求33所述的方法，其特征在于碳質(zhì)礦床是一個包含多個割理的煤床；并且包括通過測量煤層的泊松比和割理密度來校正上述步驟(f)的比值。
35.如權(quán)利要求34所述的方法，其特征在于所述割理由環(huán)形裂紋來表征；其中所述割理密度是環(huán)形裂紋的容量表示。
36.如權(quán)利要求34所述的方法，其特征在于所述割理包括碎割理和面割理，其中割理密度是面割理的容量表示。
37.如要求33所述的方法，其特征在于步驟(d)所述銳角在30°到60°之間。
38.如權(quán)利要求37所述的方法，其特征在于步驟(d)所述銳角是45°。
39.如權(quán)利要求33所述的方法，其特征在于步驟(c)所述碳質(zhì)礦床的快極化軌跡包跡的幅值A(chǔ)0的量度是其平均值的表示。
40.如權(quán)利要求33所述的方法，其特征在于步驟(e)所述碳質(zhì)礦床的至少一個混合/不匹配極化軌跡的包跡幅值A(chǔ)0的量度是其平均值的表示。
41.如權(quán)利要求33所述的方法，其特征在于步驟(b)包括對時間小于覆蓋層底部時間的分量進(jìn)行靜噪。
42.如權(quán)利要求33所述的方法，其特征在于步驟(b)中所述靜平移動一部分是在3/8和5/8之間。
43.如權(quán)利要求42所述的方法，其特征在于所述靜平移量的一部分量一半。
44.一種采用從煤層系上采集的多分量表面反射地震剪切波數(shù)據(jù)組來評估煤層系裂紋的方法，包括步驟
a)將指明了極化變化的上述最淺層下的所述數(shù)據(jù)組的所有數(shù)據(jù)，旋轉(zhuǎn)一由極化變化指明了的上述煤層系上面最淺層確定的方位角度以建立煤層系的各向異性主方向。
b)獲取步驟(a)所述煤層快極化軌跡包跡的幅值平均值的量度。
c)將指明了極化變化的最淺層深度下面的數(shù)據(jù)組的所有數(shù)據(jù)從所述煤層的各向異性主方向旋轉(zhuǎn)開大約45°。
d)獲取步驟(c)煤層中至少一個混合/不匹配極化軌跡包跡的幅值平均值的量度。
e)獲取上述至少一個混合/不匹配極化軌跡包跡的幅值的量度對快極化軌跡包跡幅值的量度的比值。
45.如權(quán)利要求44所述的方法，其特征在于煤層系含有一各向異性的覆蓋層，并且在完成步驟(a)之前，從上述向下至到煤層的數(shù)據(jù)組中分離出覆蓋層的效應(yīng)。
46.如權(quán)利要求45所述方法，其特征在于上述覆蓋層效應(yīng)從數(shù)據(jù)中的分離是如下進(jìn)行
識別與慢剪切波極化方向一致的數(shù)據(jù)分量，與快剪切波極化方向一致的數(shù)據(jù)分量以及與慢剪切波極化方向和快剪切波極化方向均不一致的不匹配數(shù)據(jù)分量。
確定快剪切波軌跡和慢剪切波軌跡之間的明顯的延遲。
確定快剪切波軌跡和慢剪切波軌跡的自然極化方向。
對與慢剪切波極化方向一致的數(shù)據(jù)分量做一靜平移。
對與慢剪切波極化方向和快剪切波極化方向均不一致的分量進(jìn)行上述靜平移量一半的平移。
對時間小于覆蓋層底部的數(shù)據(jù)組分量靜噪。
47.如權(quán)利要求44所述的方法，其特征在于步驟(a)的煤層包括多個碎割理和面割理；并且包括將上述比值作為至少一個上述煤層的泊松比和煤層內(nèi)面割理體積密度的函數(shù)來校正。
48.一種評估地表隨深度變化的方位各向異性層上表面反射地震數(shù)據(jù)的方法，包括步驟
I)從層中采集一個至少兩個分量的剪切波數(shù)據(jù)堆積，上述數(shù)據(jù)堆積包括多個地震軌跡；
II)利用上述步驟(I)的數(shù)據(jù)堆積識別包括最淺層在內(nèi)的各層的快主時間序列，慢主時間序列和層的方位各向異性方向。
III)識別步驟(II)層的底部時間。
IV)利用步驟(II)的快主時間序列和慢主時間序列確定步驟(III)層的方位各向異性的程度。
V)復(fù)制該層地震分量以形成一多分量數(shù)據(jù)組。
VI)考慮該層的方位各向異性的效應(yīng)對上述數(shù)據(jù)組慢方向極化軌跡進(jìn)行修正。
VII)對于時間小于步驟(III)確定的該層底部時間的上述數(shù)據(jù)組的原始軌跡靜噪。
VIII)利用(VII)步驟的數(shù)據(jù)組識別后一層的快主時間序列，慢主時間序列和方位各向異性。
IX)對后一層重復(fù)步驟(II)到(VIII)。
49.如權(quán)利要求48所述的方法，其特征在于步驟(I)的數(shù)據(jù)堆積沿一勘察線采集；步驟(II)是通過將上述至少兩分量數(shù)據(jù)組旋轉(zhuǎn)一個相應(yīng)于上述勘察線方向與上述層方位各向異性方位0之差的角度來完成。
50.如權(quán)利要求49所述的方法，其特征在于步驟(IV)包括確定該層慢主時間序相對于快主時間序的總延遲Δt的量度的步驟。
51.如權(quán)利要求50所述的方法，其特征在于步驟(VI)包括將上述慢主時間序列在時間上向后平移上述延遲Δt以及用依賴于角度的比例來修正上述軌跡的步驟。
全文摘要
一種在煤層構(gòu)造層中測量及采用各向異性的方法。該方法包括以下步驟通過對與慢剪切波極化方向重合的數(shù)據(jù)分量作一靜平移以及對既不與慢剪切波極化方向重合又不與快剪切波極化方向重合的數(shù)據(jù)分量做上述靜平移量一半的平移來分離指明了極化變化的各層；獲得煤層的快極化軌跡包絡(luò)的幅值量度；將煤層數(shù)據(jù)組旋轉(zhuǎn)偏離主方向45℃；獲得煤層至少一個混合/不匹配極化軌跡包絡(luò)的幅值量度；以及獲得煤層中快極化軌跡包絡(luò)幅值與一個混合/不匹配極化軌跡包絡(luò)幅值的比值。
文檔編號G01V1/28GK1165561SQ96191049
公開日1997年11月19日 申請日期1996年10月3日 優(yōu)先權(quán)日1995年10月6日
發(fā)明者邁克爾·C·米勒, 利昂·湯姆森, 伊利婭·茨萬科林 申請人:阿莫科公司