什么是地震地质模型

1. 以模型为基础的构造解释技术

合肥盆地构造特征极为复杂，特别是前陆冲断带常常使得一般解释方法无能为力，而以模型为基础的解释方法在合肥盆地，特别山前复杂构造区地震资料构造解释中发挥较好的作用，它也是当前复杂构造区地震资料解释的主要手段。所谓以模型为基础的解释实际上是将野外露头资料、非地震资料、钻井资料和地震剖面反射特征等的综合分析，结合前陆冲断带构造模式，对复杂构造区地震剖面进行初步构造解释和速度分析，并建立沿剖面的地震模型和地质模型，并将地震模型模拟与几何模型模拟（平衡剖面）相结合的解释方法，对两种模型分别进行独立的模拟，通过不断修改模型和比较两种方法的结果来减少解释的多解性，从而获得比较合理的构造解释方案。

（一）初始地质模型与地震模型的建立

建立初始地质模型与地震模型，首先要对合肥盆地的区域地质资料、野外露头资料、非地震资料和钻井资料进行综合分析，结合前陆冲断带构造模式对地震剖面进行初步的构造解释。在解释过程中抓住反射波组比较明显的主要目的层，如印支面进行解释，充分利用不整合界面划分大套的反射层序。在选择构造模式时既遵循符合本区实际的地质情况，又要反映地震剖面反射特征的原则。利用偏移处理的速度模拟对各个解释层位进行时深转换可获得本条测线各目的层的深度剖面即初始地质模型，深度剖面与速度剖面相结合可获得初始地震模型。

（二）地质构造的几何模拟与平衡剖面技术

对地震解释的初始方案进行检验，最后获得满足地震模拟条件且较合理的地震解释方案，这仅仅是在一个方面对地震解释方案合理性的约束，还必须从另一方面即地质构造的儿何模拟来加以约束，也就是说要用平衡剖面技术来对地震模拟所得出的地震解释方案进行检验。

地质构造的几何模拟分正演模拟和反演模拟两部分，正演模拟从未变形的剖面即未经过构造变动的原始沉积剖面开始，计算其不同时期变形后的状态；而反演模拟则是从变形后的剖面即经构造变动改造后的现代剖面开始，计算其变形前的状态；根据地震解释方案进行地层恢复的平衡剖面技术实际上就是反演几何模拟。

反演几何模拟的平衡剖面技术是根据现今所展现的地质解释剖面特征（已变形剖面），把它恢复到过去各个指定地质时代构造变形状态时的地质剖面，并最终恢复到未变形状态时的剖面。如果一条地质解释剖面能恢复到变形前的状态，并能保持物质平衡，则该地震剖面的解释是合理的，如果最终复原剖面不能平衡，地层有畸变现象，则地震剖面的解释是不合理的。

反演几何模拟的平衡剖面的制作是对地层解释所得到的深度剖面（地质模型）逐层（包括每个断层）进行复原，检查物质是否平衡，如果某个层位或某个断层解释出现错误，则会在该位置出现不平衡，最终复原剖面就会出现地层畸变；而根据这种畸变现象修改原来的解释方案，重新复原和检查平衡状态，反复这一步骤，直到平衡为止，最终获得满足地质构造几何模拟的解释方案。合肥盆地利用HF99-700和HF99-340剖面进行了平衡地质剖面的制作，剖面复原后未出现地层畸变，地层保持平衡，表明该解释方案比较合理。

地质构造的几何模拟存在多解性，一条剖面可能有多个解释方案复原后都是平衡的，而平衡剖面技术与地震模拟相结合就会大大降低这种多解性，使解释方案更加合理；因此，平衡剖面技术和地震模拟技术要对来自两个方面的解释结果进行相互制约、相互检验、互为补充；另一方面，对于一种解释方案，平衡剖面技术和地震模拟技术反复地进行，通过不断地逼近使修改的方案收敛到最合理的解释程度，最终得到最佳解释方案。

2. 2020珠峰高程测量有什么历史意义

珠穆朗玛峰，我们大家对它不会陌生，虽然我们没有攀登过，但是却知道它是世界第一高峰。6日下午，2020珠峰高程测量登山队举行出发仪式，30余名队员从海拔5200米的珠峰大本营向更高海拔出发，2020珠峰高程测量登顶行动正式开启。

据了解，2020珠峰高程测量将综合运用GNSS卫星测量、精密水准测量、光电测距、雪深雷达测量、重力测量、天文测量、卫星遥感、似大地水准面精化等多种技术。其中，GNSS接收机、雪深雷达、气象测量和觇标等仪器都需要人携带至顶峰。

珠峰高度对人类有什么意义呢?

此次珠峰高程测量的成果可用于地球动力学板块运动等领域研究。精确的峰顶雪深、气象和风速等数据，将为冰川监测、生态环境保护等方面的研究提供第一手资料。GNSS测量、水准测量、重力测量的成果结合以前相关资料，不仅可以准确地分析目前地壳运动变化影响情况，同时也可为后续的似大地水准面模型建立提供准确的重力异常数据。重力测量成果可用于珠峰地区区域地球重力场模型的建立和冰川变化、地震、地壳运动等问题的研究。

珠穆朗玛峰现在高度是多少

珠穆朗玛峰的高度，尼泊尔等国采用的雪盖高(总高)是8848米，与中国测绘工作者1975年的珠峰测量值一致;中国采用的是2005年中国国家测绘局测量的岩面高(裸高即地质高度)为8844.43米。2005年珠峰岩石面海拔高程8844.43米的精确测定和公布，具有严密的科学性、严格的法定性，作为中国统一采用的标准数据一直采用至今;在国务院或国务院授权的部门公布新的珠峰海拔高程数据前，任何单位和个人均应使用依法公布的珠峰峰顶岩石面海拔高程数据8844.43米。

3. 为什么要建立不同的地震地质模型地震勘探中有哪几种地震地质模型

是为了选择最优的地质模型。模型不是固定不变的，可以查看工区以前的老地质资料，要尽可能的吻合实际地质模型

4. 海洋科学专业考研可以考什么方向

首先，海洋科学这个专业侧重于科研方向，因此作为一位大三的学长，建议你直接通过保研的方式来保送到中国海洋大学、厦门大学或同济大学的海洋科学方向，而不是通过考研。但如果你上大学后因各种原因保研失败，海洋科学专业也有很多考研方向供选择，主要有：海洋生物学、物理学类（本科方向为物理海洋学的推荐）、化学类（本科方向为海洋化学的较为推荐）。

1、海洋生物学

和本科的方向大致相同，本科中所学的海洋浮游动物学、海洋鱼类学等直接独立成为一个专业。若要考研，则推荐参考书目有：《生物化学》（王镜岩、朱圣庚、许长法 高等教育出版社）、《细胞生物学》（翟中和 高等教育出版社）等。

但是无论是保研还是考研，海洋科学这条路都是十分艰辛的，无论哪个方向都需要不断努力，才能有所建树，海洋科学并不是你想象的去海里面潜水那么简单的。

5. 基于二维地质建模的两种地震数值模拟方法的应用及分析

赵忠泉

（广州海洋地质调查局 广州 510760）

作者简介：赵忠泉，男，（1983—），硕士，主要从事海洋油气资源调查研究工作，E-mail：zzqhello＠163.com。

摘要 利用地震数值模拟技术结合实际资料，可以建立各种地质体的地震识别模型，有效地避免地震现象的多解性，从而可以提高解释的精度。本文介绍了二维地质建模的方法流程及两种模拟方法-褶积法和PSPI波动方程法，前者无边界条件约束和频率域中的信号损失，简洁易行，计算稳定，应用广泛，是最早的地震波场模拟方法；后者通过求解波动方程，包含丰富的波场信息，能够充分反映地震波的动力学和运动学特征。实际应用中利用褶积法对三维潮道模型及简化的碳酸盐岩多旋回倾斜薄互层沉积模型进行了模拟；利用零炮检距的频率波数域的波动方程法模拟了生物礁的地震响应，结果对于碳酸盐岩生物礁识别有一定指导意义。

关键词 地质建模 数值模拟 褶积法PSPI法

不同地质体由于其岩性、物性、含油气性、内部结构和岩石组合等的差异，在地震上具有不同的反射特征，包括内部结构、外部形态、振幅、频率等参数。由于地震波在地下地质体中传播的复杂性，加上各种干扰，造成了地震剖面中的各种反射现象存在多解性，大大增加了地震解释的难度。利用地震数值模拟技术结合实际资料，在建立不同地质体的地震识别模型的同时也有效地避免地震现象的多解性，从而可以提高解释的精度。

1 地质建模

地震数值模拟技术的基础是地质地球物理模型的建立，可归结为对地质及地球物理模型结构的数学描述。

二维封闭结构模型用于建立复杂地质模型。二维封闭结构模型就是定义相同地质属性为一独立封闭的地质单元，按照地质属性将地质模型划分成多个独立封闭的地质单元，把所有独立封闭地质单元按照空间分别有序地排列起来，这样组成的集合体就构建了一个二维地质模型。封闭结构模型是以积木方式定义地下地质结构，可以描述非常复杂的地质体。二维封闭结构模型被描述为具有相同地质属性（速度、密度等），并被地层界面、断层界面或模型边界所围成的地质单元的有机组合。对封闭结构模型的描述，实际上就是描述封闭地质单元和封闭地质单元之间的关系，前者包括对封闭地质单元属性和封闭地质单元边界的描述；后者是对地质单元空间关系的描述，也就是描述封闭地质单元边界相接关系及地层属性^［1］。

在进行数值模拟过程中，为了验证某些复杂地质体的波场特征，需要绘制多种不同的地质模型，通常可借助常规绘图软件（绘图板、Photoshop、CorelDraw，AutoCAD等）绘制好二维封闭结构面，再根据图像处理中的区域填充算法（种子填充和扫描转换填充），对不同二维封闭结构面进行不同颜色的填充。其中不同颜色代表不同的二维封闭结构面属性（速度、密度等）；合并相同属性的封闭面，形成最终的二维封闭结构模型^［1］。为了得到二维封闭结构模型的属性（速度、密度等）模型，需要对二维封闭结构模型的彩色图进行速度像素空间和属性空间转换，根据颜色空间和属性空间的相互映射，就可以得到复杂地质体的属性（速度、密度等）模型，如图1为模型创建流程图。

图1 二维封闭结构模型建立流程图

2 两种数值模拟方法

2.1 褶积模型

在褶积模型中，我们把地震反射信号s（t）看作是地震子波w（t）与地下反射率r（t）的褶积。地震子波w（t），使用实际地震系统记录到的地下一个单独的反射界面反射的波形（如图2，理想的无噪声褶积过程）。反射率r（t）则代表理想的无噪声地震记录。记录到的地震道s（t）可看作是地震信号w（t）* r（t）与可加噪声n（t）之和，因此可以把地震道看作是一种有噪声干扰的，经过了滤波的地下反射率的变形。

在无噪声褶积模型中，我们把地震信号S（t）看作是地震子波w（t）和地下反射系数r（t）的褶积：

南海地质研究.2012

式中：s（t）——合成地震记录；

r（t）——反射系数；

w（t）——地震子波。

图2 褶积过程

2.2 PSPI波动方程法

通过求解波动方程的数值模拟方法，能够充分反映地震波的动力学和运动学特征，波场信息丰富，模拟结果较为准确。这里仅介绍适合横向速度剧烈变化的频率-波数域相移加插值的波场延拓方法^［2］。

相位移加插值的波场延拓方法，简称PSPI法，基本思想是在波场向下延拓的每个深度步长Δz之内，将波场的延拓分成两部进行，首先用L个参考速度V₁，V₂，…V_L，将位于深度z_i处的波场p（x，z_i，ω）延拓到z_i＋1＝z_i＋Δz处，得到L个参考波场p₁（x，z_i＋1，ω），p₂（x，z_i＋1，ω），…，P_L（x，z_i＋1，ω）。第二步，按实际的偏移速度V（x，z）同参考速度V₁，V₂…，V_L的关系，用波场插值的方法求出z_i＋1处的波场p（x，z_i＋1，ω），按同样的步骤，可将z_i＋1处的波场值p（x，z_i＋1，ω）延拓到深度z_i＋2，得p（x，z_i＋2，ω），直到延拓到最大的深度z_max为止。

对于各向同性介质，取二维标量声波方程作为延拓的基本方程：

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式中，p＝p（x，z，t）为二维地震波场值；x，z分别为水平方向和垂直方向坐标轴；t为时间轴；v（x，z）为纵、横向都可变的地震波传播速度。将式（2）分别对x、t作傅氏变换，考虑到并考虑到ə²/əx²和与（-ik_x）²和（iw）²的对应关系，可得：

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式中， 是p（x，z，t）的二维傅氏变换；v为地震波速度；w为圆频率；k_x为水平波数；k_z为垂直波数。零炮检距情况下的地震记录模拟只考虑单程波，因此可得到相位移波场延拓公式如下：

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式中， （k_x，z_i，w）为频率波数域波场值；Δz为深度延拓步长；k_x为测线方向波数；k_z为深度方向波数。式（4）为二维波场正演公式，其延拓方向为由地下向地面延拓；式（5）为二维波场偏移公式，其延拓方向为由地面向地下延拓。

为了适应地下地震波场速度在纵横向均可变的要求，在同一延拓深度内用几个不同地震波速度分别作相移，再用拉格朗日插值公式进行插值，就可求出所有的以不同速度传播的延拓波场值P（x，z_i＋1，t），从而近似地解决了横向变速时的波场延拓问题^［3］。

3 模拟实例

3.1 三维潮道数值模拟

运用褶积原理建立了一个简单三维潮道模型，此三维潮道事实上为多个（128）二维剖面排列而成，三维模型的采样点为128×128×128，利用MATLAB实现。选用子波为雷克（Ricker）子波，其公式为：

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其中fp为主频。在处理过程中选用主频为fp＝40 Hz、采样间隔2 ms，对称采样点数为24，子波波形如图3。

图3 雷克子波

图4 潮道平面图

图4为潮道平面图，该图仅反映了潮道的平面形态，作为计算机实现三维建模的边界控制，横坐标代表inline线，纵坐标代表xline（crossline）线，图5为三维地质模型示意图，模型较简单，整体由三个水平层叠置而成，在第二层和第三层之间镶嵌了形如图4的潮道，此潮道没有考虑进水方向，根据此地质模型进行计算机地震正演模拟，可得到相应三维地震数据体，从图中可以看到，黄色虚线（上）和蓝色虚线（下）位置上，分别横跨了三个潮道分支和两个潮道分支，就是说在相应两条虚线位置上的两条测线应该分别有三个和两个潮道显示，提取相应的两条剖面如下图6和图7：

图5 三维地质模型

图6 xline＝100（黄色虚线）剖面

图7 xline＝100（蓝色虚线）剖面

再在三维数据体中沿水平方向做切片，即提取时间切片。图8为时间切片在地震剖面上的位置示意图，图中五条标示线从上到下依次为白色实线、黄色虚线、白色实线、红色虚线和白色实线，与之对应的时间分别为70 ms、85 ms、95 ms、99 ms和110 ms（时间范围是0～128 ms），图9～图13为相应切片，从图中可以看出，随着所做切片时间的增大（深度的增加），潮道的展布范围逐渐减小，由于地层是水平层状的，使得时间切片等同于地层切片和沿层切片，其切片效果非常明显，切片中潮道形态得到了很好的展示，但是在多个切片中发现，从可以见到潮道形态一直到潮道消失的时间范围是在70～110 ms之间，而潮道的真实范围是在80～100 ms之间，显然依据切片所圈定的潮道的范围相比真实的范围扩大了，究其原因是由于不管选取哪一种子波，子波都有一定的延续长度和有限频宽，这就限制了合成地震记录本身的分辨率并不能达到等时厚度反射系数序列的分辨率。因此在对实际地震资料进行解释的时候，对地质异常体边界的识别应该考虑地震子波并非脉冲波所带来的影响。

图8 剖面示意图

图9 切片t＝70 ms

图10 切片t＝85 ms

图11 切片t＝95 ms

图12 切片t＝99 ms

图13 切片t＝110 ms

3.2 薄互层沉积模型

图14为简化的碳酸盐岩多旋回倾斜薄互层沉积模型（Zeng，2003），模型简化是为了更好地突出由岩相控制的波阻抗结构和地震信号之间的相互关系。该模型所有倾斜的倾角都相同，每层都有相同的垂直时间厚度（5 ms或15 m，速度为6000 m/s），泥岩与低孔隙度颗粒灰岩的波阻抗差，以及低孔隙度颗粒灰岩与高孔隙度颗粒灰岩的波阻抗差都相同，所有高孔隙度颗粒灰岩具有相同的深度范围，综合起来形成了一个水平的岩性地层单元。

其时间域地震响应（图15）中，高频情况下（60 Hz雷克子波），地震反射被建设性地调谐到时间地层单元，因此地震同相轴沿着时间地层单元分布（图15a）。当子波频率减到40 Hz时，地震反射对时间地层单元和岩性地层单元都有响应（图15b）。当用30 Hz雷克子波时（图15c），地震同相轴破坏性地调谐到时间地层单元和建设性地调谐到岩性地层单元，因而时间地层单元的反射进一步变弱，地震同相轴被岩相反射所控制^［4］。

这个模拟过程强调了了解地质格架和时间地层单元以及岩性地层相带厚度尺度的重要性。时间地层（图15a）和岩性地层（图15c）成像都是有用的，前者用于对比，后者用于粗略的储层评价。然而，这两种响应不能混淆在一起。图15b中的两组相互矛盾的地震同相轴会造成地震假象^［4］。

图14 简化的碳酸盐岩多旋回倾斜薄互层沉积模型

3.3 生物礁数值模拟^［5～7］

频率—波数域的相移加插值偏移（PSPI）在每一个深度间隔内使用多个参考速度进行偏移，由多个偏移结果插值生成最终的偏移剖面，所用插值的速度越多，越能反映实际介质的速度变化情况，此方法在成像精度及横向变速适应性上具有很大的优越性，但处理所需的时间稍长，鉴于本文的二维叠后建模对处理时间没有过高要求，因此应用PSPI方法做正演、偏移。

图16为某区块过生物礁的原始地震剖面，图17为根据此剖面建立的生物礁速度模型：模型速度变化范围是5600 m/s到5980 m/s，从图16中可以看出生物礁的底界面清晰可辨，围岩有披覆现象，内部呈杂乱反射。为了检验该地质建模的正确性，先采用PSPI方法对该模型进行了波场正演模拟计算，其模拟剖面如图18所示。由于生物礁埋藏深，生物礁顶底反射的弧度较大，不规则点的绕射波杂乱，因此用图15的速度模型对其进行叠后时间偏移，得到了偏移剖面（图19），横向表示256个地震道，纵向表示零偏移距反射时间，礁体最大时间厚度约40 ms。从图19可以看出，模拟记录中的礁体顶界与原始剖面有一定差距，但是生物礁底界反射和内幕反射以及侧翼反射与原始剖面基本一致，其他的地层界面形态与原始剖面也吻合较好，在一定程度上验证了地质模型的正确性，说明当生物礁与围岩之间存在一定波阻抗差异时，在地震剖面上必然出现异常反映，经过有效的构造和参数反演，能够将其分辨出来。相信通过模型改进以及算法中参数的调整，能够与原始剖面更好地吻合，从而为生物礁的地震解释提供一种有力的验证工具。

图15 图14模型时间域地震响应

4 结论

地震数值模拟（正演）技术基于地球物理模型的建立，运用概念二维封闭结构地质模型的建立方法，得到复杂地质体的数学模型，结合各种算法对其进行模拟从而可以验证相应地质体的地震波场特征；结合实际资料建立不同地质体的地震识别模型，可以有效地减少地震现象的多解性，从而提高解释的精度；褶积法无边界条件约束和频率域中的信号损失，简洁易行，计算稳定，应用广泛，本文用此方法模拟的伪三维潮道模型及倾斜薄互层模型取得了较好的效果；通过求解波动方程的数值模拟方法，包含丰富的波场信息，能够充分反映地震波的动力学和运动学特征，PSPI波场沿拓方法为其中之一，利用正演与偏移相结合的流程模拟了生物礁的地震响应特征，检验解释成果的正确性，为生物礁的地震解释提供了一种有力的检验工具。

图16 原始剖面

图17 生物礁地质速度模型（256×256）

图18 正演记录（子波主频30Hz）

图19 偏移剖面（子波主频30Hz）

参考文献

［1］刘远志.碳酸盐岩地震相分析与数值模拟［D］.成都：成都理工大学，2009.

［2］韩建彦.复杂地质体地震正演与偏移［D］.成都：成都理工大学，2008.

［3］贺振华，王才经等.反射地震资料偏移处理与反演方法［M］.重庆：重庆大学出版社，1989.

［4］Zeng Hongliu ＆Kerans，C.Seismic frequency control on carbonate seismic stratigraphy；a case study of the Kingdom Abosequence，West Texas，American Association of Petroleum Geologists Bulletin，2003.87，273～293.

［5］贺振华，黄德济，文晓涛，等.碳酸盐岩礁滩储层多尺度高精度地震识别技术［R］.成都：成都理工大学地球探测与信息技术教育部重点实验室，2009.

［6］熊晓军，贺振华，黄德济.生物礁地震响应特征的数值模拟［J］.石油学报，2009，30（1）：7～65.

［7］熊忠，贺振华，黄德济.生物礁储层的地震数值模拟与响应特征分析［J］.石油天然气学报，2008，30（1）：75～78

The application and analysis of two kinds of seismic numerical simulation method based on the2D-geological modeling

Zhao Zhongquan

（Guangzhou Marine Geological Survey，Guangzhou，510760）

Abstract：Pick to using seismic numerical simulation technology combined with the actual seismicdata，we can build all kinds of seismic recognition model of geologic body and effectively avoidthe multiple solutions of seismic phenomenon，which can improve the precision of the explana-tion.This paper describes the method of the process of 2D geological modeling and two simulationmethods，seismic convolution method and PSPI wave equation method，the former has no bounda-ry condition and the signal loss in frequency domain，is concise and easy，it can be calculatedsteadily and be applied widely，is the earliest simulation method in seismic wave field，the latterbased on the wave equation，it contains the rich information in wave field，can fully reflect thedynamics and kinematics characteristics of seismic wave.In the practical application，we use theconvolution model in 3D-tidal channel model and the multi-cyclic simplified deposition model oftilt thin interbed layer of carbonate；We simulate the seismic response of reefs using the method ofzero-offset wave equation in frequency and wave number domain，it is confirmed that the resulthas definite significance for the identify of the reef.

Key words：Geological modeling Numerical simulation Convolution PSPI method

6. 中国使用的平均海水面是以什么为标准

中国使用的平均海水面是以黄海水面数据为标准。

1956年以前，中国的高程系统有大沽零点、青岛零点、废黄河口零点、吴淞零点、坎门零点、罗星塔零点、珠江基面等。1956年以后，统一规定以青岛验潮站的1950年至1956年潮汐观测资料算得的平均海面作为高程基准面，并命名为黄海平均海水面。

(6)什么是地震地质模型扩展阅读：

校正方法：

高程测量一般可分为四种，即水准测量、三角高程测量、气压高程测量和利用人造地球卫星进行三维定位粗略算出高程。四种方法中以水准测量精度最高。

海洋站潮高基准面与国家基本水准点之间的高程差，规范要求定期进行三等水准测量，这种测量两次差值一般不超过1厘米（地震前后测量结果例外）。沿海与大陆直接相连的有潮汐观测的海洋站，这个要求基本上都达到了。

海洋站的波浪和气象观测，要求测点高程准确到0.1米，这个要求尽管较低，但在一些无法用水准测量法与大陆联测的海岛站或测点处于离国家水准点较远的岬角，也还不易达到。

许永伦关于测量提出了几点建议：

1、两站距离小于或等于150公里，不管潮汐性质是否相同，较准确的水准测云资料证明，同步月平均海水面之差不超过5厘米。

据此，如果甲站的水尺零点经水准测量是准确的，而且与黄海零面的关系也是明确的话，则可假定乙站同步月平均海水面与甲站相同，从而求出乙站水尺零点的高程（误差小于5厘米），还可校正与乙站水尺零点联测的水准点高程。

2、两站距离超过150公里，在一般情况下，要用甲站的月平均海水面确定乙站测点的拔海高程，容易引起0.1米或更大的误差。

7. 目前，人类对地球内部结构的研究主要依靠（）A．理论建模B．地质钻探C．地层和化石D．地震

A、理论建模是建立在纯理论方法的基础上，而地球内部结构又是个复杂的系统，光用纯理论的专方法是不科学属的，故不符合题意；
B、由于人类目前的钻探技术只能钻探到地下浅层，人类对地球内部结构的研究主要根据地震波在地下传播速度的变化来判断，故不符合题意；
C、地层和化石可以用来研究地表形态的变化过程及地质时期的环境变化，但对地球内部结构的研究作用不大，故不符合题意；
D、人类对地球内部结构的研究主要根据地震波在地下传播速度的变化来判断，故正确．
故选：D．

8. 桩基检测规范什么要求

桩基检复测规范要求：

1、工程桩应进制行单桩承载力和桩身完整性抽样检测。

2、基桩检测方法应根据检测目的来确定。

3、桩身完整性检测宜采用两种或多种合适的检测方法

4、基桩检测除应在施工前和施工后进行外，尚应采取符合本规范规定的检测方法或专业验收规范规定的其他检测方法，进行桩基施工过程中的检测，加强施工过程质量控制。

(8)什么是地震地质模型扩展阅读

由桩和连接桩顶的桩承台（简称承台）组成的深基础（见图）或由柱与桩基连接的单桩基础，简称桩基。若桩身全部埋于土中，承台底面与土体接触，则称为低承台桩基；若桩身上部露出地面而承台底位于地面以上，则称为高承台桩基。建筑桩基通常为低承台桩基础。高层建筑中，桩基础应用广泛。

9. 应用研究现状

1.相建模领域拓展

多点地质统计学要求地质现象具备平稳性,而河流相是较为平稳的沉积环境,因此多点统计最早是应用于河流相。而早期试验表明,多点统计不能应用于扇体的建模,例如冲积扇的模拟。这是因为冲积扇不具备地质平稳性。事实上,很多地质现象都是不平稳的,平稳只局限于很有限范围内的沉积体。为了将多点统计应用于扇体模拟,Caers提出了平稳变换的思路,即将非平稳的地质现象经过一定的旋转和伸缩变换,达到平稳化目的。模拟完成后,再进行逆变换,达到模拟非平稳储层的目的。Arpat提出了分区模拟的思想,即将非平稳区域进行分区,在每个小区块内目标体平稳,从而可以应用多点统计进行预测,Roy等利用分区模拟思想,应用于浊积扇建模,取得了较好的效果(图1-2)。

图1-2 多点统计应用于深水扇模拟(据Roy,2008)

2.物性建模

多点地质统计主要针对两点统计而言,它的最重要的一个优势是克服两点统计在形态再现上的不足。因此,早期多点统计主要是针对目标体形态和连续性做了很多研究,在物性建模上少有关注。但储层物性受控于沉积环境,且其分布也是非常复杂的,需要应用更好的方法进行描述,因此多点统计也被引入到物性建模。Strebelle提出将物性以某些截断值进行离散化进行建模,李少华将此方法应用于国内某油田物性建模,取得了较好的效果(图1-3)。但物性截断人为因素很多。最近,张团峰,Neil等将Fitlersim算法直接模拟连续性变量(孔隙度和渗透率等),突破了多点统计学算法应用领域。

图1-3 多点统计应用于物性建模

3.微观孔喉预测

微观孔喉分布不但决定了宏观储层物性分布,而且还决定油气驱替效率。如何准确预测孔喉分布成为油气提高采收率的关键问题之一。Liu(2007)利用多点统计进行多尺度的岩石微观孔隙模拟,建立了微观孔喉分布,并将微观孔喉扩展到厘米级范围,为微观孔喉分布与宏观物性规律的建立奠定了良好的基础。张挺等利用多点统计建立了微观孔喉模型(图1-4)。

图1-4 多点统计应用于三维孔喉模型建立

4.地质统计反演

地质统计反演能够将井资料与地震解释结合,提高地震反演解释精度,成为近10年来研究热潮。在早期的地震统计反演中,多是以基于变差函数的方法进行反演。其优点是简单,易于操作和解释;而缺点也是很明显的,即两点信息量不足导致的解释精度上的缺陷。最近,将多点地质统计应用于地质统计反演的方法也有报道。其中,Ezequiel于2008年对Simpat进行了改进,将其应用于地质统计反演(图1-5)。其基本步骤是首先建立地震属性体与沉积相体关系,然后进行地质统计建模,选择最优地震属性模式;最后对最优地震属性进行分解,并重新合成地震反演数据体。其结果证明这种反演方法提高了储层反演精度和建模效果。

图1-5 多点统计应用于储集层反演

图1-6 不同综合地震数据方法建模效果比较

5.多学科综合建模

综合多学科建模也是目前油藏三维建模亟须解决的热点之一。在多点地质统计学方法中,不少学者给出了综合地震的思路和方法,总结起来,主要有三种。

一种方法是同时扫描相的训练图像和地震训练图像,从而直接获得联合的多点统计概率P(A|B,C),并将此多点统计概率保存在搜索树中。

另外一种方法是首先利用数据样板扫描沉积相的训练图像,获得多点概率P(A|B),随后根据实际地震资料推测相与地震的相关概率关系P(A|C)。利用数学方法将这两种概率综合起来获得P(A|B,C)。联合扫描地震训练图像与相训练图像进而推断P(A|B,C)需要地震训练图像与相训练图像有很高的一致性,这在实际工作中很难保证;此外,保存包括相训练图像与地震训练图像联合的多点概率对内存需求也相当高,也给直接推断P(A|B,C)提出了不小的挑战。Jounrel(2002)介绍了将地震数据与相数据事件结合起来的方法“Permanence of updatingratios”:首先建立地震属性与沉积相之间的关系P(A|C),其中A是沉积相类型,C是地震属性;随后从搜索树中读取数据事件的概率P(A|)B,其中B是待估点周围数据构成的数据事件;最后利用“Permanence of updating ratios”方法将两者综合成P(A|B,C)。“Permanence of updatingratios”方法的中心思想是C对A的贡献并不因为B的出现而有变化(图1-6)。

第三种方法则是Simpat中相似性判断方法,此时,直接把对应的地震属性当做距离函数的一个组成,而不需要考虑地震属性与相是否高度一致。

此外,针对地震属性权值的问题,Liu(2004)提出了信息度的方法,用以给出地震属性权重。她还提出在对地震属性综合的时候,首先对地震数据进行聚类预处理,达到优化地震属性的目的。