地震相分析范文

地震相分析范文（精选4篇）

地震相分析 第1篇

1 地质背景

南图尔盖盆地处于哈萨克斯坦的中南部，总面积约为8×104km2，属于中生代的裂谷盆地，在哈萨克所有的沉积盆地中面积居第四位，是重要的产油气盆地之一，呈南北向长轴状分布[6,7]。构造位置位于乌拉尔-天山缝合线附近，北边紧邻西西伯利亚盆地，南部为Karatau隆起，西部是乌拉尔海西褶皱带，东侧为Kokshetau地块和Ulutau隆起，为早期克拉通之上中生代裂谷盆地。盆地在平面上呈现垒-堑相间地质结构，包含有四个地堑和三个地垒的裂谷格局(图1)。南图尔盖盆地基底固结于早古生代末，属于海西褶皱基底之上的中生代裂谷盆地，盆地可分为盖层和基底两个构造层，基底主要为，古生代的变质岩、硅质岩基底;盖层主要是裂谷阶段沉积的碎屑岩和下白垩统土兰地台整体沉降阶段的沉积岩，与下伏的侏罗系呈不整合接触[8,9]。

2 地震层序划分

地层的不整合面在地震剖面上会显示为地震不整一现象，利用地震剖面识别层序边界是最有效的方式之一，主要根据地震剖面上同相轴的反射终止方式来判断层序边界，即上超、下超、削截和顶超等几种终止类型[10,11,12,13]。在南图尔盖盆地下侏罗统-下白垩统共识别出11个界面划分出10个三级层序(见图2)。其中2个一级不整合面、2个二级不整合面和7个三级不整合面。

界面SB1与界面SB9为一级层序界面，在全区盆地上表现为构造削截面，SB1为鲍金根组底界面Pz，界面之下为基底变质岩，SB9为断坳转换晚期上侏罗统的阿克沙布拉克组与下白垩统的阿雷斯库姆组之间区域性削蚀不整合面J3ak，该不整合面在全区分布广泛，表现为明显的角度不整合，上超下削，大套地层被剥蚀，形成白垩系底部底砾岩。界面SB7与界面SB11为二级层序界面，SB7为断陷晚期卡拉甘塞组与库姆科尔组之间下超不整合面J2kr。在研究区东部ADM地区主要表现为层界面对下伏地层的削截，在南部1057斜坡地带主要表现为界面之上的上超现象，在西部的Konys地区表现为下削上超现象以及波组反射特征与上、下地层明显不同的特征。界面之上反射强度弱，而界面之下反射强度明显增加。SB11为坳陷期下白垩统下达乌尔组与Karachetau组间河流冲刷面K1nc2。三级层序界面在不同构造带表现为局部不整合面、下超面及顶超面和沉积作用转换面。

3 地震相类型与特征

由于中下侏罗统各层序的地震反射总体面貌差别较大，在建立地震相划分标准时，以层序为单元，分别考虑各个层序在平面上的地震相变化，而不强调不同层序间的对比与统一。对南图尔盖盆地南、北部各条地震剖面逐一分析，并对其特征进行归纳分类，将该区地震相划为以下6种，具体特征见图3所示。尽管各个层序地震相在纵向上有所差异，但仍能找到一些基本特点和组合规律。

(1)中振幅-中连续-前积反射地震相(A2C2F2/Q)[图3(a)]:前积反射结构可以根据不同形态分为S形前积结构、叠瓦状前积结构、扫帚状前积结构和杂乱前积结构等，研究区前积反射结构不明显，主要分布在Akshabulak地堑SQ7、SQ8g两个层序的中下部发育叠瓦状前积结构，顶部可见顶超终止反射特征，不具有顶积层，但前积层比较发育，倾斜反射层相互平行反射振幅中等，向前延伸较远，是缓坡沉积环境下三角洲前缘的地震响应特征。

(2)中振幅-中连续-上超充填反射地震相(A2C2F2/S)[图3(b)]:该类地震相的特点是中振幅中连续，部分区域连续性变好，分布范围较广，主要为滨浅湖、三角洲前缘以及深湖-半深湖的沉积环境。在SQ3、SQ6两个层序中分布较为广泛，主要发育在凹陷的斜坡区。

(3)中振幅-中、差连续-乱岗状反射地震相(A2C3F2/L)[图3(c)]:以中等反射振幅，连续性差，甚至为杂乱反射，而处于凹陷内部，连续性变好，沉积特征趋于稳定。该地震相在下侏罗统SQ1、SQ2、SQ3、SQ4四个层序中分布广泛，往往对应于辫状河或扇三角洲沉积，由于底部发育粗碎屑沉积物，连续性较差;扇三角洲前缘相对应的地震反射连续性变好。

(4)中-强振幅-连续-平行-亚平行反射地震相(A1C2F2/P-Y)[图3(d)]:同相轴之间有收缩或分散的趋势，反射层起伏较大，反应沉积环境能量有一定的变化，相比中振幅、中连续、平行反射地震相能量更强，代表中至高能的沉积环境，其外部几何形态主要为席状或充填单元中，沉积物均匀沉降在盆地缓坡及盆地西侧广阔平原位置，反应稳定的水动力下低能的沉积环境。平面上，在盆地北部各个构造单元中广泛分布;纵向上，基本出现在SQ8、SQ9、SQ10三个层序中，是盆地演化后期河流相和三角洲平原的地震响应特征。

(5)中、强振幅-连续-发散充填反射地震相(A1C2F2/F)[图3(e)]:以振幅强、连续性稳定为特征，向一侧同相轴增多并且加厚。主要发育在Aryskum地堑和Sarylan地堑的层序SQ6和层序SQ7。在Aryskum地堑多沿着凹陷边缘分布，代表着三角洲平原-前缘相沉积;在Sarylan地堑主要分布在凹陷中央，与滨浅湖相相对应。

(6)中、强振幅-差连续-杂乱反射地震相(A1C3F2/Z)[图3(f)]:该类地震相的特点是反射不规则、连续性差，发育于断陷早期下侏罗统SQ1、SQ2、SQ3、SQ4四个层序，主要分布在靠近盆地边缘或者边界断层等部位，代表着高能不稳定的快速近源粗碎屑冲积沉积或扇三角洲平原沉积。

4 地震相平面分布及特征

在钻井层序地层和初步沉积相研究的基础上，结合地震地层和地震相分析的结果，以三级层序为单位，编制了南图尔盖盆地侏罗系到下白垩统的各个层序的地震相平面分布图。SQ4[图4(a)]以中、强振幅-连续上超充填为主，向凹陷中心过渡为连续平行反射。强振幅、中连续、乱岗状反射相和中强振幅、差连续、杂乱反射相主要发育在Aryskum地堑西缘。随湖泛的继续，在Akshabulak地堑、Sarylan地堑和Bozigen地堑沉积充填范围迅速扩大。SQ5在Aryskum地堑仍以中、强振幅-连续上超充填为主，其各类地震相的分布范围与SQ4无明显变化。SQ6发育时期为南图尔盖盆地的第二次大范围湖侵，Aryskum地堑和Akshabulak地堑及Bozigen地堑西斜坡沉积范围迅速扩大。在各个地堑周缘以中、强振幅-中连续平行、亚平行反射为主，向凹陷中心逐渐过渡为中振幅-中连续上超反射，与大面积湖泊沉积体系相应。SQ7[图4(b)]发育时期，Akshabulak地堑与Sarylan地堑开始相互连通，但相带的分割性仍然较强，相类型也呈多样化。大面积发育中振幅-中连续-平行亚平行反射相。从地堑边缘坡折向地堑中心，四个地堑SQ7层序的反射特征差异较大;其中，Aryskum地堑为中-强振幅、连续、发散充填反射。Akshabulak地堑西斜坡为中振幅、中连续、中低角度的大型前积反射，且侧向延伸远;在东侧则为高角度斜交型前积反射。Sarylan地堑前积反射不是十分显著。在不同地堑，由于坡折类型、坡度及规模的差异，从而也导致在沉积体系分布特征具有差异性。Bozigen地堑整体中振幅-差连续亚平行反射，向北部变为强振幅-中连续平行反射。SQ8发育时期，代表曲流河沉积的中振幅-中连续-平行、亚平行反射相区进一步扩大，各个构造单元相互连通。前积反射和发散充填仍然有小范围存在，但其连续变差、角度变小，反映因持续充填使凹陷中心变浅、坡折变缓的结果。SQ9[图4(c)]发育时期，随着盆地由早期的断陷湖盆古地理面貌向着准平原化坳陷湖盆沉积的转化，地震相由孤立相互分割过渡为统一连通的分布。Karatau断裂以东到Ashisai凸起，分布着厚层弱反射地震相，是快速、均匀湖湘泥岩沉积的地震响应特征。其余地区则大面积分布着中振幅-中连续-平行、亚平行地震相。SQ10[图4(d)]主要分布强振幅-中连续-乱岗状反射和中振幅-中连续-平行-亚平行地震相，反映盆地坳陷中后期，泛滥平原发育。

纵观各个层序地震相分布特点，既有明显的继承性，又有很强的阶段性。继承性表现在西部物源、东部物源在各个不同时期相对稳定，持续发育，其空间分布变化不大;阶段性则表现在不同层序的纵向对比上，阶段Ⅰ:层序SQ1～SQ4形成于断陷早期的盆地古地理背景下，不同地堑相类型差异大，不具可对比性，相带变化快;阶段Ⅱ:层序SQ5～SQ8形成于断陷中后期的盆地古地理背景下，相带的变化更多的体现在东、西方向上，沿着南、北方向，凹陷北缘的相带分异不明显，以条带状的强振幅-差、中连续地震相为主;阶段Ⅲ:层序SQ9～SQ10形成于准平原化的盆地古地理背景下，地震相由相互孤立分割过渡为统一连通分布，虽仍以近东西方向的相带分区为主，但沿东西方向上的变得连续，以平行、亚平行地震相为主。

5 结论

(1)对南图尔盖盆地下侏罗统-下白垩统地层进行地震相识别与划分，共计识别出地震相6种，分别为中振幅-中连续前积反射，中振幅-中连续上超反射，中振幅-中、差连续乱岗状反射，中、强振幅-连续-平行、亚平行反射，中、强振幅-连续发散充填反射，中、强振幅-差连续杂乱反射。

(2)南图尔盖盆地地震相在纵向上具有一定继承性与阶段性，继承性表现在盆地东部、西部物源在各个不同时期相对稳定，持续发育，其空间分布变化不大;阶段性表现在地震相纵向上分布可以分为三个明显阶段，阶段Ⅰ(SQ1～SQ4时期)平面上地震相类型差异大，相带变化较快;阶段Ⅱ(SQ5—SQ8时期)相带的变化更多体现在东、西方向上，沿着南、北方向相带分异不明显;(阶段Ⅲ(SQ9—SQ10时期)地震相以近东西方向的相带分区为主，但沿东西方向上的变得连续，整体均分分布。

摘要：以地震地层学、层序地层学的理论为指导,依据地震反射参数,充分利用地震反射的内部结构、外部形态,结合振幅、频率、连续性等特点,对南图尔盖盆地下侏罗统-下白垩统10个地震层序进行地震相识别,划分出中振幅-中连续前积反射、中振幅-中连续上超反射等6种典型地震相。这些地震相在平面上具有明显差异性,纵向上具有一定继承性与阶段性,继承性表现在盆地西部物源、东部物源在各个不同时期相对稳定,持续发育,其空间分布变化不大;阶段性则表现在不同层序可分为三个组合:SQ1-SQ4时期(阶段Ⅰ)地震相类型差异大,相带变化快;SQ5-SQ8时期(阶段Ⅱ)地震相沿地堑长轴方向,呈条带状展布;SQ9-SQ10时期(阶段Ⅲ)盆地内地震相均匀分布,各地堑统一连通。

攀枝花地震台数字地震分析探讨 第2篇

攀枝花地震台数字地震分析探讨

摘要：结合地震波记录原理，分析并讨论攀枝花台数字仪震相的一些物理特征，并使用MATLAB对攀枝花、长春台的地震资料做简单滤波分析，便于真实地反映地震波震相。参考川滇交界地区地质构造，总结出攀枝花台对多次地震记录震相分析的经验规律，为地震速报快速识别震相提供实用参考。 关键词：攀枝花地震台;数字地震仪;震相识别;地震速报 中图分类号：P315.73 文献标识码：A 文章编号：1000-066602-0215-04 0 引言 数字地震分析由于记录方式和处理方式的变化，使得识别震相特征有所变化。仿真和滤波是震相分析处理的有效辅助方法。结合攀枝花地震台所在地区的地质构造，不断摸索解决四川攀枝花台实际震相分析问题。 1 记录方式的优点 数字地震记录具有频带范围宽、动态范围大的特点，攀枝花台使用宽频带数字仪，其频带宽度为0.02～120s，利用波形分析软件可以仿真模拟短周期DD-2仪、中长周期DK-1、SK仪和763仪记录。仿真后短周期信号滤除了低频信号和干扰，中长周期信号滤除了高频信号和干扰，一般震相较为清晰，便于处理。数字地震仪动态范围大，记录了更多的信息，也带有宽频干扰(刘瑞丰，)。进一步分析需做仿真或滤波，可充分显现各种震相。 2 模拟与数字仪器记录的视差 模拟地震仪记录地震的最大困难在于周期限制，不能将宽频带的地震波更大限度地记录下来。攀枝花台以前配有短周期仪(DD-2)和中长周期仪(DK-1、SK、763)共4套仪器，虽然可以记录全球地震，但不能将宽频带震相完整地记录下来。现使用速度型宽频带数字地震仪，记录范围大大加宽。 对模拟记录图纸来说，滚筒转速是固定的，走纸距离与时间成正比。初至震相起始角与固定图面相对比，尖锐与否是固定的。角度0°～30°为平缓出射，记为“E”;角度60°～90°为尖锐出射，记为“I”;角度30°～60°不作标记。记录频带相对较窄且固定，震相也在图纸上较干净，叠加的成分不多。 对数字记录来说，显示的时间框可以拉伸或压缩，震相起始角与看到的不固定“图面”相对比，尖锐与否是相对变化的。除了垂直出射的90°或水平出射的0°角以外，起始角都有随显示“图面”时间框变小而趋“缓”的情况。实际上角度是不会变化的，只是对比的`时间线度不一样而已。但这样就会出现使用局部“图面”时与使用全局“图面”时所分析的震相起始角尖锐与否有差别，从而形成视差。所以震相起始角尖锐与否对数字仪来说是一个较为相对的概念，只有针对特定的“图面”时间线度才具有明确的意义。在实际的分析与速报中，除了尖锐出射“I”型的初动震相，一般都不再标出，就可以避免争议。 3 数字地震仪震相的不同之处 仪器的频带差别造成了记录的表象差别，同一震相以不同仪器记录，相位可能会不同。 地震波有自身特点，表现为连续的有规律的波形。与地震波初动周期相近的高频大地脉动周期较小(0.04～0.1s)，幅度也较小。数字仪记录到的波形周期相对大地脉动周期较大，幅度也较大，使地震初动波形能够和大地脉动及其它不规则干扰区别开来(闵大镒，1993)。例如4月24日6时陕西石泉4.5级影区地震(攀枝花台记录震中距为8.64°，约960km)就体现了两类地震仪记录震相的联系与区别。在DD-2仪上，波形表现为近震，可分出PN、PG、SN、SG震相。在DK-1仪上，可分出P、S远震震相和影区地震面波震相LG1、LG2。数字地震仪上的原始记录文件，则明显记录到较小周期的近震震相、较大周期的远震震相和影区地震面波震相。分别仿真为WWSSNSP和SK，体现出了近震、远震和影区地震面波震相(图1)。在这里P相当于PN，S相当于SN，LG1相当于SG。短周期仪或中长周期仪单独工作时，不会记录到如此丰富的波形。 3月发生的缅甸系列地震也反映了类似情况，对攀枝花台来说，这些影区地震使用WWSSNSP仿真分析可较好地分析震相，但因为仿真把S波大周期的成份滤掉了，计算出的ME震级误差较大;使用SK仿真分析才可以体现出较大周期震相携带的巨大能量，计算出比较准确的Ms震级。 数字地震仪记录震相与频带相关，经仿真后的波形记录按短周期、中长周期对近震、远震分别处理即可。影区地震可综合处理。 4 使用MATLAB做简单滤波分析 仿真可以解决不同频带的震相分析，滤波可以进行震相本身的频带分析(张志涌，)。下面使用MATLAB做简单高通和低通滤波分析。 以四川攀枝花地震台03211717.EVT地震资料曲线做高通滤波。原始资料中由于地脉动使得记录叠加了一些高频成分。为了得到真实的地震近震波形，设计了一高通滤波器(设计程序略)，其频带宽度为0.02s。图2是高通滤波前和滤波后的图象。 以长春地震台200308100239.EVT地震资料曲线做低通滤波。原始资料中由于地脉动和干扰使得记录叠加了一些高频成分。为了得到真实的地震波形特别是面波的真实波形，设计了一低通滤波器(设计程序略)，其频带宽度为1s，进行低通滤波器频率转换。图3是滤波前和滤波后的图象，滤波效果明显。 滤波分析更进一步加深了对数字仪频带宽度的认识，对不同周期的地震波形需要采用不同的频带尺度进行分析，以真实地反映地震波震相。 5 攀枝花台震相特征 攀枝花地震台海拔高度1160m，摆房基岩为完整构造的石英闪长岩，岩基条件较好。攀枝花地震台处于青藏高原、云贵高原和横断山脉之间的川滇菱形块体南部，与四川盆地盆周山区构造上有较大差异，所在地区断裂较多，造成地震波传播的震相有所不同。 5.1震相分析经验规律 (1)由于所在地区断裂较多，造成地震波被分散以致速度下降，使得后续震相相对理论值延时，由此计算出的发震时刻与台网发布时间相比，一般略为超前(苏国君，)。 (2)攀枝花台近震记录中较少记录到明显的莫霍界面反射波P11、S11，PG和SG一般明显。在有PN和PG时，PB(即P*)和SN在近震中普遍存在，有时比PG更明显，需要分析。当PN不清晰时，可以用PB和PG反推PN。一般会形成PN、PB、PG;SN、SG的震相系列。由于构造差异，整个四川盆地及盆周山区和川西北地区的近震，PN衰减较大，不大清晰。而云贵高原的近震记录中，PN和PG发育清晰，SN不清晰，SG较为清晰。 (3)在震中距6°～16°乃至20°的影区地震记录中，则有横波性质的LG1、LG2短周期面波，水平向明显，常常叠加在勒夫波的前半部分，周期一般为2～12s。西藏、印度、中南半岛和印度洋地震在我台的记录中经常出现清晰的LG1、LG2波，使得影区地震的S波有时需要用LG1、LG2波进行反推，这在速报中相当重要。虽然不要求分析LG1、LG2波，但如果识别出来，对其他后续震相的分析就比较容易。 (4)在勘察加半岛和日本海地震中记录到典型的海洋型特征地震波，面波发育，正频散显著，初至P波起始尖锐。 (5)台湾和新疆5.5级以下地震，记录到的P波和S波都较为模糊，面波也受上地幔的地壳明显差异影响而发育较差。菲律宾地震的P波周期则较大，甚至于比S波周期大。蒙古地震面波衰减较大，可能为深源地震。但不会出现较小周期成分叠加，这也是我台区分深震的依据之一。 (6)攀枝花台SKS震相在70°～80°起始尖锐，出现在S波之后，而从84°以后出现在S波之前。 (7)极远震PKIKP和PKP的出射角、周期都较大，较好辨认。攀枝花台可以清楚地记录到震中距为125°左右的墨西哥和中美洲7.0级以上地震外核界面上的衍射波Pdif。 5.2应用与检验 (1)精确分析初至波震相到时 数字仪可将震相在幅度上任意放大缩小，在时限上拉伸压缩，可较好地量取到时和初动方向。 (2)更好地分析续至震相和更多的计算震级 模拟仪对一些震级较小的远震，往往很难分析续至震相。数字仪只要能量取初至波震相和面波，基本上都能分析到续至震相，从而更多地计算震级。介于近震和远震之间的影区地震可分别计算出ML和Mb、MB、Ms震级。 (3)发现“新”震相 数字仪记录频带宽，仿真分析后，量取震相更为容易。有些震相由于受记录频带限制被掩盖了，在数字仪上则成为了“新”震相，其实正是地球内部结构的真实反映。 205月4日21时智利附近6.3级地震，我台记录为极远震型，可清楚分析PKP：21-28-36.9、PP：21-32-28.7，SKKS、SS等震相。特别是在SKKS和SS之间出现了一个清晰的无名震相I：21-41-05.3，震相走时表上无对应震相。该震相出射方向与SKKS震相相反且出射角较尖锐，周期较大，具有横波性质，估计为穿透地核的又经过反射的横波(图4)。有些震相在走时表上查不到，但它具有明显的周期及相位变化，可能是一种震相，或许会对我们地球介质的认识有帮助。 6 结论 从以上所述来看，应用仿真和滤波等震相分析处理方法作为辅助手段，结合台站所在地区的构造，可以较全面地分析数字震相，认清地方震、近震、一般远震、极远震及浅、中深源地震的特征及区别，为地震速报提供参考。

地震相分析 第3篇

地震相是指特定反射参数所限定地震空间中的地震响应, 它是地震振幅、频率及相位的综合体现, 能够真实地反映地下的地质特征。用于确定和区分不同地震相常用的参数包括内部结构、外部形态、频率、振幅连续性和层速度等。其分析的目标是解释这些参数及其组合, 以说明组成地震层序的沉积物的大致岩性、层理和沉积体系特征。

二、软件应用及技术方法

本次主要用Stratimagic波形分类方法来划分地震相, 用波形建立地震相就是利用神经网络技术把地震信号的总体变化定量地刻画出来, 这其中需要选择合适的样本, 并准确提取对砂体厚度反映灵敏的地震属性参数。其技术方法是基于神经网络技术。其具体步骤就是:1.根据地震波形来分析道数据。2.确定模型道波形, 来定义所有的波形组。3.根据模型道对地震数据进行分类。

三、工作流程

在使用stratimagic软件进行地震相分析时, 主要有三个参数起主要作用, 分别是选择interval层段的大小、波形分类数和迭代次数。

1. 层段时窗参数选择

层段是在层间或某个层位向上向上范围地震数据的集合。对于等厚时窗层段的选取最好是大于半个相位, 而对于非等厚时窗的选择, 一般选取主要目的层段或目的层顶底界面建立层段。波形分类计算的时窗大小的确定应该根据地震反射波的视周期T而定, 最佳时窗是半个波长到两个波长之间。

时窗参数的选取对于研究储层特征来说是至关重要的, 固定时窗和沿层滑动时窗是时窗选取的两种方式, 通常遵循以下两个原则:一是若追踪目标的顶底界线时精度不高, 可以通过井对应的目标体的时间厚度以某一个标准层的趋势为约束进行外推开取时窗与井间差值, 也可以采用固定时窗法, 若时窗的起点、长度均为固定值, 时窗长度选取经验很重要, 需尽可能少包含无效信息;二是假使能够精确追踪目标的顶底界面, 则用顶底界线限定时窗;

2. 波形分类参数选择

分类数是指在整个目标区的层段内所遇到地震道的分类数。在按照波形分类数合成相同数量的模型道数, 根据数据模型道的实钻井吻合程度及分布特征最终确定波形分类数。如果分类数少则不能正确反映出岩相变化引起的地震波形变化。

所要研究的目标和你对数据的了解程度决定合适的分类数, 分类数小结果, 一般过于粗糙, 分类数大结果过于详细, 通常情况下, 分类数是在5-30之间;分类数不能超过层段样点数的一倍;超过15-20类, 通常是很难管理和描述的。在以上基础上, 在大港油田运用地震波形分类技术, 通过计算地震相与模型道的关联性, 进而实现对整个研究区的地震特征分类, 以板2油组的地震相为例, 首先根据上述原则大概估算分类数, 另外还采取了主组分分析技术, 其原理是利用地震属性交汇图来预测交汇图的一般趋势, 这个方向预示着不同性质的多维数据, 主组份对应于数据的最大趋势方向, 其它的成份连续互相正交, 并与其最大延伸方向正交。可以通过将主组份中效果不明显的组份切除, 即切除其中对主组份影响最小的参数, 使剩下的组份更为突出, 以实现数据简化的目的。

3. 迭代次数的选取原则

神经网络方法中一个重要参数就是迭代次数, 一般情况下, 神经网络大约迭代10次左右后就能达到实际数据的80%, 在工区应用中10-20次迭代已确保较好的分类, 但对于最终成像最好选用20-40次迭代, 以保证网络收敛最佳。

通过观察效果图上颜色分布, 可以了解地震道形状在目标区域的展布情况。使用交汇图来检查分类结果与数目, 当对处理结果满意后即可对整个属性数据组进行分类。选择数组的运算规律使得相邻数组在颜色上是连续的。相邻地震相间颜色的渐变, 显示出地震相是地质渐变的, 而相邻相间颜色的突变可显示出地震相具有不同的特性。

四、地震相平面分布

在自来屯新三维Ek21地震相图中, 在工区西北枣29处, 红色主要为中-强振幅, 低频, 亚平行地震相反射, 地震剖面上明显为叠瓦状前积反射, 在南部也可以看出这种叠瓦状前积反射特征, 其他大部分杂乱充填前积反射, 这种特征说明该时期湖盆面积不大, 沉积地层的范围相对较为局限, 沉积地层的地震响应也较为局限, 主要属于具有供给水道型冲积扇的扇中前缘和扇端的一部分, 具体表述如下:红色主要为辫状水道的主水道方向, 由北向南延伸、展布。位于水道中心主流线部位岩性较粗, 砂体厚度大, 一般在5.6-13.6m之间, 自然电位曲线形态箱型、齿化箱型及钟型, 视电阻率值中等;而位于水道边部的井岩性变细, 砂层层数多厚度变薄。黄色为水道间砂, 沉积于水道之间的低洼地带, 岩性相对较细, 厚度变小, 尤其单砂层厚度薄, 自然电位曲线形态为指形或齿形。绿色为水道间泥沉积, 电性特征为自然电位曲线和电组率曲线均为平直段。蓝色为扇端亚相沉积, 自然电位曲线为低幅平直段, 电组率曲线为微齿状, 岩性较水道间细, 主要为粉砂岩、粉砂质泥岩互层, 砂岩层数多且厚度薄, 平面分布面积大, 呈席状展布。地震相分类图把该区沉积亚相的空间展布划分的很清楚。通过与钻井资料有机结合, 表明每一种地震反射样式都有比较明确的沉积学意义。

结论

针对自来屯地区目的层段应用Stratimagic波形分类方法研究波形地震相平面分布, 最终建立砂体的平面展布。结合砂岩厚度、砂岩百分含量及古地貌图, 可以看出各个油组的地震相平面图分布特征结合实际钻井资料判定西北带为扇体发育区, 多体地震相图划分的亚相相带清晰有规律, 并且物源方向显示直观。

参考文献

[1]王小平等.地震相分析技术在伊通地堑储层沉积特征分析中的应用.石油物探, 2008, 02:9~ll.

雅安地震损失分析 第4篇

截至昨日（4月21日）15时，四川雅安地震遇难人数升至186人，11393人受伤，累计造成150余万人受灾，目前灾难造成的经济损失仍在不断统计中。

截至昨日8时，据四川省雅安市人民政府新闻办公室腾讯官方微博公布，全市近40万间房屋受损，倒塌12851间，34座水库受损，堰渠损毁2668处，农林水经济损失14.30亿元，全市需安置48915户。

昨日，接受《每日经济新闻》记者采访的多位专家均表示，与2008年汶川地震相比，雅安地震造成的经济损失要小很多，对全年GDP的影响或主要体现在小数点后一位的变动。

中国国际经济交流中心经济研究部副部长张永军告诉《每日经济新闻》记者，目前还很难准确统计地震造成的损失，但应该会小于汶川地震的影响。

根据国家汶川地震专家委员会于2008年9月4日的申明，地震造成的直接经济损失为8451亿元，其中四川占到总损失的91.3%。资料显示，中国2008年GDP为30.1万亿元，同比增长9.6%，按此计算，汶川地震的直接经济损失相当于当年GDP的不到3%。而在这次地震中，从已经披露的数据来看，目前所造成的经济损失还未至百亿。

宏源证券固定收益总部首席分析师范为告诉记者，这次地震损失区间应该在百亿至千亿之间，对于全国GDP的影响较小。目前我国GDP总量大约为50万亿元，假设雅安地震造成的经济损失为1000亿元，对GDP的影响就是0.2%。

“当时汶川地震直接影响到我国GDP增速是7%以上还是8%以上的问题，雅安地震最终对于经济的影响可能会体现在是增长7.7%还是7.6%的区别上。”范为说。

中金公司首席经济学家彭文生认为，地震后期重建会对四川地区经济产生较大影响，不过鉴于雅安地震目前的区域性和破坏性，对全国经济影响有限。